循环水压作用下粉土渗流试验研究*

张民生，王秀海**，刘红军，臧文坤，翟桂林

（1.中国海洋大学海洋环境与生态教育部重点实验室，山东 青岛266100 2.中国海洋大学环境科学与工程学院，山东 青岛266100 3.青岛市勘察测绘研究院，山东 青岛266000）

土体内孔隙水的渗流是导致土体变形及失稳的重要影响因素，也是现代工程建设及灾害评价所必需考虑的问题。海床中的众多地貌现象往往与渗流有关，例如麻坑（Pockmarks），这种地貌现象多发生于油气资源丰富或地下承压海床中，其成因是海床深处流体的溢出所致［1－3］。近年来的调查研究表明另外一种海底地貌现象－海底塌陷凹坑（Collapse Pits）的形成可能也与渗流作用有关。海底塌陷凹坑广泛分布黄河口水下三角洲，直径在4～30m范围内不等，深度最大为4m，坑内的沉积物粒径更加粗化［4］。Prior［5］通过对密西西比河海底塌陷凹坑的调查认为，海底塌陷凹坑的形成与快速沉积的粉质沉积物的液化有关。孙永福［6］则认为快速沉积的环境导致了富含孔隙气体的粉质海床沉积物的形成，在风暴波浪的诱发下容易发生液化和孔隙流体喷发，引起沉积物崩塌从而形成凹坑，而较强的海洋水动力条件可能会有利于海底塌陷凹坑的形成［7］。

波浪在海床中产生的应力分为振荡压力和循环剪应力，循环剪应力是饱和沉积物中孔隙水压力产生的根本原因，而振荡孔隙水压力能够引起海床的瞬态液化过程［8－9］并改变海床渗流场。另外，土体液化过程中引起孔隙的重新分布［10］，进而改变海床土中的渗流梯度。但是，以往的研究均未考虑这些因素对海底塌陷凹坑形成的影响。

为此，本文设计了波压力模拟装置，考察波压力对海床渗流及土体内部侵蚀的影响，研究海底塌陷凹坑形成机理。

1 实验材料与方法

1.1 试验原理及装置

本文通过向透明柱形筒内土样表层的水面施加循环气压，以达到循环水压作用于筒内土样的效果，使土样在循环荷载作用下发生渗流。在此过程中，利用孔隙水压力数据采集系统观测土样内的孔隙水压力变化，通过柱形筒外侧观察筒内壁的物质运移过程。

试验装置由密闭透明柱形筒、孔隙水压力系统和循环气压系统构成。如图1所示，柱形筒以有机玻璃为材料，其内径为28.0cm，高为80.0cm，底部均匀布设4个排水孔，并放置1个厚度约为4cm、直径与筒内径相同的透水石以利于土样排水固结。柱形筒顶部通过机玻璃法兰与密封盖相接，这种设计既能够保证整个容器的密封性，又能方便土样的装入与取出。柱形筒外壁竖直贴有直尺用于观测土样沉降，从其底部向上每间隔15cm开孔并布设1个孔隙水压力传感器。孔隙水压力数据采集系统采用南京水利科学院研制的12通道孔隙水压力采集仪，其采样频率有3和10Hz。柱形筒内土样表层水面的压力由循环气压系统通过柱形筒顶部密封盖上的气孔提供。循环气压系统由空气压缩机和可调节气压开关及压力表构成。空气压缩机提供气压源；气压开关用于产生循环气压并控制其大小和频率；压力表用于显示柱形筒内的气压变化。

Zen［11］也设计了类似柱形试验装置，利用气压模拟波浪研究砂土对波浪的响应。由于其试验土样为砂土，采用击实方法就可以保证土样饱和度。然而对于粉土，因其击实后渗透性较差，造成一方面制样时间较长，另一方面土样的饱和度不能保证，因此本文的土样制备方法不能Zen相同。张均峰、孟祥跃等［12］也设计了类似的试验装置用以研究砂土液化，但是其加荷的方式主要采用冲击荷载而不是气压荷载，不需要对装置进行密封，因此对装置各方面的要求相对较低。

图1 试验装置示意图Fig.1 Sketch map of experimental apparatus

1.2 试验制备

试验土样取自黄河三角洲刁口地区，其粘粒含量Pc为17.5%，塑性指数Ip为9.2，颗粒比重2.70，粒径级配曲线如图2所示。土样的主要矿物成分为石英、长石、方解石和白云石。碎屑矿物的含量占75.8%，其中石英含量最大，占43.68%，长石其次，占20.71%。部分粘土矿物为伊利石、绿泥石、高岭石和蒙脱石。粘土矿物中蒙脱石的膨胀性最大，其次伊利石。

试样制备时称取90kg左右的土样并测量其含水率，然后倒入一个60.0cm×49.0cm×36.0cm水槽里面，加水搅拌均匀，使其含水率达到（40.0±2.0）%。加入水量的大小由预定含水率、初始含水率及土的质量计算得到。把搅拌好的土样填入柱形筒内，至土样高度约为70cm。为减小土样与柱形筒内壁的摩擦力，在其内部涂上一薄层凡士林。在装入土样的过程中沿着柱形筒内壁每间隔15cm左右竖直放置1个直径为0.6cm、厚度为0.25cm，密度与土样相近的黑色圆塑料片，以作为观测土体沉降的标志。为保证与土样一致的沉降，把塑料片沾水后轻轻贴在柱形筒内壁。

图2 粉土的颗粒级配曲线Fig.2 Size distribution curve of silty soil

1.3 试验方法

由于制备土样是高含水率的泥浆，因此需要排水固结才能达到减少含水率，增加强度的效果。本文土样固结外力为土样自重力与渗流力。土样固结时，打开气阀向柱形筒内施加恒为50kPa的气压，此时打开柱形筒底部的排水阀，并每隔30min记录一次土样表层沉降量。当土样表层的沉降量小于0.5mm／h时，停止加压（2h内沉降量小于1.0mm），并让孔隙水压力消散完。

土样固结完毕后，关闭柱形筒底部排水阀并向土样表层的水面施加循环气压。循环气压的周期为8s、幅值为40kPa。由于表层水的传递作用，土样表面所受的荷载为周期8s，幅值40kPa的循环水压。在施加循环荷载前5min开启孔隙水压力采集仪，为保证能够采集较完整的孔隙水压力波形，设置采样频率为3Hz。循环荷载的持续时间约为2.5h，而孔隙水压力采集仪的数据采集时间比循环荷载时间稍长，以保证能够采集完整的循环加荷过程中的数据。考虑到实验过程中取样会对土柱产生扰动，本文只在循环荷载停止10h后，在10、30和50cm深度处取含水率与密度测试样并取平均值。试验结束后，土体内部的平均含水率23.88%，平均密度为1.910g／cm3。

2 试验结果

2.1 土样固结

图3为柱形筒内土样在恒定荷载作用下，不同位置的沉降曲线。从图中可以看出，土样在恒定荷载的初期阶段沉降速度（沉降量的斜率）较快，随着时间的增加，沉降速度慢慢减小。土样的沉降量在深度上均是在荷载作用下前期时间比较大，下层土样的沉降量在静荷载作用5h以后几乎没有变化。最终沉降量在表层为7.85cm，沿深度逐渐减小，在45cm处为1.0cm。土样在柱形筒内的高度为62.3cm，考虑到透水石的厚度，土样的最终净高度为58.3cm。孔隙水压力传感器最终处于的深度分别为2.3、17.3、30.3及47.3cm。

图3 不同深度的沉降曲线Fig.3 Settlement curve of silty soil at different depths

2.2 循环荷载作用引起的现象

在长时间的循环荷载作用下，柱形筒内土样中孔隙水压力发生变化，并由此产生了一系列的实验现象。

2.2.1 裂隙 裂隙是比较典型的实验现象，本试验中观测到2种裂隙的产生及演化过程。在循环荷载持续作用20min后，柱形筒内距土样表层28cm深度处出现比较小的裂隙（见图4）。裂隙呈倾斜状线性分布，倾角为30°左右，长度约为5.0cm，最小长度为1.5cm，宽度约为0.2cm。透过柱形筒外壁观察，没有水流从裂隙中渗出。随着循环荷载作用时间的增加，裂隙的长度也在逐渐增加，最大长度达到11cm，而宽度增加得比较小。循环荷载进行50min后裂隙宽度逐渐减小，并最终完全闭合，但可从外壁观察到痕迹。

图4 裂隙的发育Fig.4 Development of fissures

继28cm深度处的裂隙出现之后，土样底部距透水石5cm处也出现裂隙，其尺寸比中部裂隙要大呈水平向延展（见图5）。底部裂隙产生时就有水流从裂隙渗出，并沿着柱形筒内壁向上流动，最终达到土样表层。这些水流不断对其流经的土样侧面进行冲刷并把冲刷下来的颗粒物质携带之土样表层沉积下来，使得土样侧面粗糙度逐渐增强。随着循环荷载作用时间增加，裂缝长度及宽度均明显增加，土样侧面被水流冲刷的面积也不断增大。裂隙附近的冲刷面也因裂隙长度的增加而水平方向扩大，但是上层土样侧壁的排水通道的宽度却增加很小，这样就产生1个葫芦状的冲刷面。冲刷面具有较深颜色，与周围较浅的颜色形成较强的颜色反差。

比较中部和下部裂隙可以看出，2个位置的裂隙性质明显的不同。首先前者呈倾斜状，而后者则呈水平状；其次前者始终没有水流渗出，属于“干裂隙”，而后者在形成时就有水流渗出并对土样侧面产生冲刷与侵蚀作用，因此属于“湿裂隙”。目前对于干裂隙的成因尚不得而知，而根据已有相关文献的对比，可以分析湿裂隙是土体液化后孔隙重新分布所导致的，这种裂隙往往被称为水夹层［13］。

图5 土体冲刷界面Fig.5 Wash interface in soil body

2.2.2 渗流与泥火山 渗透是影响土变形及稳定性的重要因素，在自重固结条件下，渗透促使土中孔隙水含量减小，土孔隙比也相应减小，土体强度逐渐增加，土的沉降变化准确地表达了这一过程。而循环水压作用时，土体内的渗流场将发生改变。加载时，表层孔隙水压力最大，下部由循环压力引起的孔隙水压力则随着深度逐渐减小。此时，渗流方向向下，土体内的有效应力增加；卸载时则相反。因此，土中的渗流场是随着加卸载而呈周期性变化［8－9］。

周期性荷载引起的有效应力变化促使土体产生新的固结，然而由于底部土体处于不排水状态，因此会形成孔隙水压力的累积效应。相对来说，沿有机玻璃筒内壁的渗透性好于土体内部。从试验中可以看到，底部裂隙不断地向外排水，形成的水流沿着土样侧面流向表层并形成一个至下往上的排水通道。然而由于土样表层循环荷载引起的压力梯度，土样表层水也会沿着这条通道上下流动，即加载时，土样表层水沿着排水通道向下流动；卸载时，水流则沿着排水通道向上流动。裂隙渗出的水流与循环荷载引起的水流相互耦合作用形成了土体的液化渗流过程。从实验中观察到，加载时渗流方向向下，渗流速度随着深度增加而减小，在底部裂隙处几乎为0。卸载时渗流方向向上，其速度沿深度几乎相等。

渗流过程中，土样中的一部分气泡在循环荷载的作用下溢出水面，但是由于其体积比土颗粒体积大很多，受到土样的阻力较大，因此往上运移速度较小。每个气泡从原位脱落至最终溢出水面需要多个循环荷载周期，并且气泡深度约大，其溢出水面需要的循环荷载周期就越大。图6为气泡的从土中溢出至水体中的过程。从图中可以看到，气泡释放到水中瞬间把部分表层土携带至水体中。此时粒径大的土颗粒仍然沉积于气泡排出点附近，而粒径小的则进入水体中然后均匀沉积于土样上表面。这说明土体气泡的溢出也能够对流经的土体产生侵蚀作用。

由于渗流的冲刷侵蚀及搬运作用，水夹层内及冲刷面的土颗粒被水流带至土样表层水体里。这些土颗粒大部分沉积于排水通道10cm直径范围内，只有少量远离排水通道。土颗粒的这种沉积作用在土样表层形成以排水通道为中心的泥火山。随着土颗粒沉积时间的增加，泥火山具有较大的坡度时，一部分堆积物便沿着其表面流动至低平处，形成微型“地毯流”。

图6 渗流过程Fig.6 Process of seepage

循环荷载停止后，让孔隙水压力充分消散并抽出土样表层的水后量测泥火山的直径约为10cm，高约为3cm；其表层覆盖着一层松散沉积物，这些沉积物部分颗粒之间相互连接形成羽毛状结构。通过粒径分析，羽状沉积物的粘粒含量为61%，远远大于制备前土样的粘粒含量（17.5%）；而泥火山的内部的粘粒含量为21.6%，平均含水率为39.0%，均大于固结后土样的粘粒含量和含水率。由此说明，泥火山是由高含水率、高粘粒含量的泥浆构成。

泥火山中心为渗流冲刷形成的排水通道，其宽度在0.5～2cm范围内，其中顶部最大，约为2.0cm，下部较小。从柱形筒外侧可以看出排水通道内显得比较粗糙，这是由于水流冲刷造成的，也说明了液化渗流产生了颗粒物质运移过程。

图7 泥火山的喷发产物Fig.7 Eruption of mud vocalno

2.3 孔隙水压力变化及分析

土体中孔隙水压力的分布是影响渗流的主要因素，其梯度为渗流提供驱动力。因此试验中考察渗流过程需要以土样中孔隙水压力的变化为基础。本文在试验中布设了4个孔隙水压力传感器，其中土样2.3cm处的传感器与压力表功能相同，用于监测、记录施加循环荷载的大小。17.3、32.3和47.3cm深度处的孔隙水压力传感器用于观测土样内部的孔隙水压力变化。

循环荷载作用下，土样中的孔隙水压力包括静孔隙水压力（测试点到水面的水压力差）和超静孔隙水压力。由于本试验中固结过程中的静孔隙水压力对土的渗流没有影响，因此在数据处理时只给出了超孔隙水压力的变化而不考虑静孔隙水压力，不同深度处的超孔隙水压力变化曲线如图8所示。

图8 孔隙水压力变化过程Fig.8 Variation of pore water pressure at various depths

试验中土样内不同深度处的超孔隙水压力在起始阶段均有不同程度的升高并达到极大值，其增长速率随着深度的增加而减小，由此使得深度越小超孔隙水压力达到最大值的时间越短。17.3cm处最大超孔隙水压力为21.8kPa，达到该值经历时间约为0.08h。32.3和47.3cm深度处超孔隙水压力分别达到最大值及经历时间各自为0.15h、18.7kPa和0.76h、26.2 kPa。

一般认为一维循环压力条件下只能产生瞬态孔隙水压力，但是从孔隙水压力时程曲线可以看出，孔隙水压力明显产生了累积。主要原因是固结过程中土柱中的静水头为土柱内的水面高度，而在循环荷载条件下土柱内的理论静水压力需在原先固结时的数值加上荷载幅值的一半，如此使得荷载过程中孔隙水压力增长。但受渗流影响，孔隙水压力累积程度尚未达到理论高度。3个深度处分别达到理论高度的78%、60%和90%。由于土柱高度的最大有效应力约为8kPa（估计土的有效容重为8kN／m3），孔隙水压力累积过程中与瞬态孔隙水压力联合作用很容易克服这个自重，从而使土体出现液化现象。

3 讨论

试验结果表明，土柱在表层循环水压力的作用下形成了水夹层、干裂隙及渗流通道，土体内部发生侵蚀。这些现象与土体内部超孔隙水压力引起孔隙水的渗流有关。虽然引起超孔隙水压力变化因素众多，如地震、波浪、地下承压水等，但考虑到试验条件，认为本文超孔隙水压力是由循环水压的2个方面引起的，一是累积孔隙水压力，二是循环水压产生的瞬态孔隙水压力，两因素联合作用引起土体的液化。

以往的室内试验表明，土体液化时，土体内的孔隙将重新分布，将导致土体内部的密实化和松软化现象，进而影响土的抗剪强度［9］。孔隙的重新分布将导致水夹层的出现。本文实验中不仅观测到水夹层的出现，同时还观测到干裂隙的出现。基于实验的荷载条件及孔隙水压力观测结果，可以推断本文中出现的水夹层是孔隙水压力累积的结果。目前尚未有相关干裂隙文献记载，而作者推断其形成与土与侧壁的摩擦有关。

从本文的试验可以看出，一旦孔隙水克服上覆土层的有效应力，排泄至表层时，土体内部侵蚀过程也随即展开。泥火山即为这一过程的产物。但是海床内部侵蚀效果因条件而有所不同。首先孔隙水的流速越大，其侵蚀能力也越强。一旦土体被孔隙水压力穿透，其就变为一个开放体，不利于孔隙水压力的再次累积，因此累积孔隙水压力对土体侵蚀的影响时间是有限的。另一方面，由于渗流通道的形成，土床表层的循环压力能够沿着渗流通道传递，此时，渗流通道附近的渗流场将彻底改变。此时占主导地位的是土层表面的循环水压力，而渗流通道表面的压力大小将随着循环压力改变而改变，渗流通道内水流方向也因循环压力而呈周期性变化，即在波峰时，流向向下，而波谷时则向上流动。流速大小则取决于循环压力的幅值。

影响土体内部侵蚀的一个因素是土体内部的气泡［13］由于气泡本身密度远比水的密度小，在渗流通道溢出过程中具有较大的上浮力；同时，气泡能够与土颗粒形成足够大的接触面积，产生较大的摩擦力，有利于启动土颗粒。

总结上述土体内部侵蚀机理及影响因素可以发现，循环压力对于土体内部侵蚀具有正面影响，且侵蚀过程与循环压力作用时间保持一致。循环压力参与的土体内部侵蚀模式在长时间作用下可能导致土体内部亏空过多而产生地质灾害。

这种模式与地震液化引起的砂沸现象［14］具有一定的相似性，两者均是孔隙水压力累积导致孔隙重新分布的结果，均能够形成渗流通道。两者最大的差异性在于内部侵蚀过程持续时间。由于地震作用时间较短，累积孔隙水压力消散后，压力梯度随之减弱。渗流通道内的侵蚀因丧失动力而停止。而本文研究的侵蚀模式是两种动力联合作用的结果，内部动力为累积孔隙水压力，外部动力为循环水压力。即使累积孔隙水压力完全消散，循环水压力的仍然能够为渗流通道内水流的流动提供动力［15］。因此，土样内部侵蚀时间决定于其表层的循环水压力作用时间。孔隙重新分布导致水夹层周围土的强度降低［13］，为内部侵蚀提供便利条件。

图9 海底塌陷凹坑形成示意图Fig.9 Sketch map of collapse pit in seabed

循环压力参与的土体内部侵蚀模式能够很好地揭示海底塌陷凹坑的形成机理（见图9）。海床土在前期固结过程中表层形成了一层强度较高的土层，在极端海况下，波浪作用使其下部土层孔隙水压力升高，引起内部生物降解产生的气体［13，16］的局部迁移，进而形成贯通至海床表面的渗流侵蚀。波压力使得这种侵蚀能够维持较长的时间。渗流侵蚀致使土层内部物质亏空引起海床表层塌陷。在黄河三角洲的现实海床中，黄河快速沉积形成的饱和低强度的粉质土为孔隙水压力累积及孔隙的重新分布提供了条件，而波致剪应力为孔隙水压力的累积提供了动力，一旦内部侵蚀发生，波致压力则为其长期作用提供动力。海床表面存在的潮流则加剧了这一侵蚀过程。

4 结论

为研究波浪引起海底渗流机理，本文利用循环压力模拟实验装置研究粉土在循环水压力下的渗流过程。通过试验取得了以下成果：

（1）循环水压作用下，粉土液化时产生两种不同的裂隙即倾斜状的“干裂隙”和水平状的水夹层。

（2）孔隙水从水夹层中渗出，把对土样侧壁冲刷下的物质运移至土表面堆积，形成泥火山。泥火山表面的羽状结构沉积物具有高粘粒含量和高含水率的特点。

（3）波压力参与的海床渗流侵蚀过程是长期过程，维持时间依赖于波浪作用时间。这种侵蚀模式能够很好地解释黄河三角洲海底塌陷凹坑形成机理。

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