萨哈(雅库特)共和国寒区渠道形变与土的物理力学性质监测与分析

鲁道夫·弗拉基米罗维奇·张 著；戴长雷，李卉玉，赵伟静 译

(1.俄罗斯科学院西伯利亚分院麦尔尼科夫冻土研究所，萨哈共和国 雅库茨克 677010；2.黑龙江大学寒区地下水研究所，黑龙江 哈尔滨 150080；3.黑龙江大学 水利电力学院，黑龙江 哈尔滨 150080；4.黑龙江省寒地建筑科学研究院，黑龙江 哈尔滨 150080)

寒区灌渠土壤的物理力学性质是影响其稳定性的重要因素。因此我们分别研究热物理学，分子间作用力与土壤含水量对寒区灌渠形变的影响，从理论和实际监测上进行了大量的研究与分析。旨在为解决目前寒区灌渠出现的问题而提供思路与参照。本文对俄罗斯萨哈(雅库特)共和国典型寒区灌溉渠道从宏观角度、微观角度等方面来进行论述。

1 渠道形变宏观监测

雅库特灌溉渠道的变形通常取决于冻土地形条件、河流动力学、运作生产方法、横纵断面的初始形态、水流淹没渠道的时间，以及渠道和其他工程中的人工结构。

从热物理的角度来看，在渠床上发生了3个主要过程：热磨损、热剥蚀和热岩溶。其中热磨损和热剥蚀发生在渠道斜坡上，热岩溶发生在渠道底部。

由于灌渠运作的特殊性，虽然它具备发生热磨损、热剥蚀和热岩溶的所有因素，但是并不如海洋、水库或者河流的海岸阶地的构造那样强烈[1-2]。

在分析Khorobut盆地灌溉系统渠道变形时，应该注意到如果一条灌渠在良好的永久冻土条件下运行(在热岩溶洼地的底部)，其变形首先是当排水量比设计值高2～3倍时由于热量侵蚀造成的，其次是在斜坡下部被切割时水量入渗，再次是由于霜冻作用造成的变形。在研究之初，灌区有稳定的热量和水分(它已经运行了20 a)。斜坡上覆盖着一层连续的草皮，其横截面是按照预计的坡度(1∶4和1∶6)构造的，灌渠的泄水能力是足够的。在由于上述因素而发生底部侵蚀的部分中，观察到以下变形：在斜坡上长度范围为10～20 m，宽度范围为0.5～1.0 m的纵向裂缝，有时涉及灌渠边界大面积的草皮滑动；直径范围为1～1.5 m的单个草皮覆盖的块体，有时覆盖着草皮。在裂缝涉及渠道上部边界处这些块体高度范围为2～3 m。

因此，研究位于洼地的灌渠能够揭示它们变形的机制。土渠是一个暴露在外从上面强烈冻结的结构。由于底部和斜坡冬季的强烈冻结，水分迁移到地表。在融化后底部和斜坡处于平衡状态的情况下，冬季积聚的部分水分被植被蒸发和吸收，一部分由于重力沿着解冻边界向下移动。如果一部分土壤由于底部侵蚀(或被挖出)而从较低的斜坡上冲走，那么斜坡上的过饱和土就开始移动，并且斜坡的连续性被破坏。从而出现将斜坡解剖成纵向带的纵向裂缝。降水填满了裂缝，使其冻结并引发了斜坡的热剥蚀过程。因此，一方面在反复的季节性冻融循环中，由于复杂的应力应变状态，纵向土带被破碎成小块；另一方面沿着剪切裂缝形成霜裂导致新的冰楔子生长。图1显示了人工加深或渠床侵蚀后的土渠变形的方案。

1—土壤移除；2—永久冻土边界；3—冰；4—剪切块图1 施工过程中土渠变形方案示意图

如果一条运河穿过包含冰楔的高原，横截面看起来就会不同。图2是以1983年的水准测量下的典型剖面图，地表覆盖层表面至河道底部的最深部分是6.7 m，顶部宽度为34.8 m，底部宽度为16.4 m。剖面如下:季节性融坡层有垂直墙；在距边界4～5 m的距离处，它们被裂缝覆盖，形成长度可达5 m的巨大沉降块，其宽1.5 m，高2 m。接下来，直到岸线，形成斜率为1.0的斜坡，并且在岸线之后斜坡变得更平滑，其比率为4.5。应注意的是，在周期性增加水位的影响下，形成了运河剖面的水下斜坡。

图2 1983年Khorobut盆地灌溉系统干渠下游剖面示意图

必须指出，这是运河运行20 a后的状况。在随后的一段时间(直到1999年)的年度观察表明，不再有更多的变形。洼地的斜坡生长良好，热剥蚀过程在高原已经结束，坡体对垂直斜坡的支持非常好。

在继续讨论河道底部土的强度和力学性质之前，我们必须简要说明这个问题。1989年E.S.Gogolev提出了一种低温下土渠的计算方法，但它只反映了热物理方面，没有考虑决定运河稳定性的土壤的物理力学和强度特性。众所周知，任何流速的水流均可侵蚀冻土[3]。在自然条件下，当水流不受人为手段的控制时，侵蚀会形成各种景观。在诸如灌渠之类的人造结构中，水流被控制。由解冻的土壤形成保护层，以防止土渠自然冲刷。这个保护层具有双重目的：一方面它应该起到隔热层的作用，防止热量传递到下面的永冻层；另一方面它应该具有足够强度，以保护运河床免受侵蚀。

因此，需要控制运河河床的土壤融化，又允许应用于通常用于未冻结土壤的计算方法，特别是“允许流速”计算方法。

主要估计特征(解冻土壤的抗剪强度)在各种类型的土壤的现场条件下操作运河中确定。表1和表3显示这些现场数据。

2 渠道形变微观监测

基于分散土壤相干性的理论和实验研究[4-9]，得到颗粒通过分子间作用力(范德华力)、水胶体、静电力和冰体胶结联结等结合。

分子间作用力(范德华力)很弱，只有当粒子足够接近时才成立，所以有时称为分子接触力。颗粒在外部压力或土壤干燥的作用下被填充。

水胶体由吸附到颗粒表面的水所形成，是一种特定的黏性介质，这种介质的抗剪切能力较强。

表1 1999年7月14日Khorobut盆地灌溉系统干渠的强度和物理力学性质现场数据

表2 1997年8月20日Khorobut盆地灌溉系统主渠道田间土壤剪切试验现场数据

表3 1986年8月14日Shestakovskaya灌溉系统渠道田间土壤剪切试验现场数据

静电力来自于微粒之间的摩擦。同时，它的作用力取决于土壤的含水率。

当土体孔隙中的盐与土壤胶结的时候，黏性土壤中的微粒之间的结晶键发生在土壤干燥化的情况下。

除了上述所列的作用力之外，在冻土也发生所谓的冰胶结联结，并在有利的温度下胶结键断裂。土壤在长期处于低温后，其结构强度以及其他性能急剧下降。这种土壤的抗侵蚀能力是很弱的，特别是在土壤立即解冻以后。这是因为土壤由于冰体融化而分解的时候，固结被水的悬浮作用阻碍了。

如上所述，首先我们关注到的是土壤抗剪强度，尤其是它的极限值，在此之上会存在一个使区域内土壤发生崩塌并且破坏土壤均质性的应力状态阶段。

对于几乎没有黏着力的沙子而言，剪阻力包含摩擦阻力。在土壤中，剪阻力由黏着力和内摩擦力的共同作用组成。实验研究表明剪阻力主要取决于含水率。我们使用渗透法和叶片切割方法对原地的沙土的各项参数之间的量化关系进行研究。

3 土壤含水量对渠道形变的影响

让我们考虑抗剪强度在不同含水率区间的变化。图3、图4表示出土壤的抗剪强度对含水率的依存度，其依赖关系十分复杂。

测定方法：1—静力触探试验;2—十字板试验图3 自然条件下土壤抗剪强度与湿度的关系

图4 黏性土壤土抗剪切性与湿度的相关性

因此，在低含水率(4%～8%)的条件下，抗剪强度高，达到0.144 MPa。这些水分含量(含水率)上升到16%～20%时，会导致抗剪强度急剧下降到0.0004～0.006 MPa。这个含水量值接近塑限。当含水率增加到25%～30%的时候,抗剪强度会急剧上升至0.036 MPa。进一步增加的含水率将导致抗剪强度的急剧下降(在W=40%时，Rs h=0.016 MPa)。因此，曲线的左右分支符合抗剪强度对含水率的一般依赖关系。其中，曲线的中间区域(含水率的范围在20%～28%)，即抗剪强度增加的区间，也就是土壤侵蚀度下降的区间是特别关注的[10]。符合与土壤可塑度相符的含水率，并且证明了水体胶结在这个含水率范围内发生活跃。

这个依赖关系与V.K.Samyshin的揭示了黏性土壤侵蚀活动对含水率的依赖关系的实验研究数据相符合[11](图4)。与此同时，这种结合力的不确定性也是相当重要的，这是因为塑性区域的变化取决于土壤的分散程度。

因此，获得有关土壤抗剪强度对土壤含水量的依赖性的数据具有实际重要意义。

此外,还可以利用Mirtshulava(1967)发现的关系进行流速的计算:

(1)

式中：Vb o t为水流允许的底部流速，m/s；γw为水的质量密度，g/cm3；γs为土壤质量密度，g/cm3；m为质量，g；n为速度波动系数；K为土壤均匀性系数；Rs h为土的抗剪强度，MPa；d为土壤颗粒的平均加权直径，cm。

4 结 论

(1)由解冻的土壤形成保护层，以防止土渠自然冲刷。保护层具有双重作用：一方面它应该起到隔热层的作用，防止热量传递到下面的永冻层；另一方面它应该具有足够强度，以保护运河床免受侵蚀。

(2)在土壤中，剪阻力由黏着力和内摩擦力的共同作用组成，土壤抗剪强度对其含水量的依赖性的数据具有重要意义。

(3)抗剪强度会在不同含水率区间发生变化，根据实验数据证明，当含水率在20%～28%范围内，土颗粒之间的抗剪强度才达到最大值。

[1] Арэ Ф Э. Термоабразия морских берегов[M]. Москва: Наука, 1980.

[2] Арэ Ф Э. Основы прогноза термоабразии берегов[M].Новосибирск: Наука, 1985.

[3] Кузьмин Г П, Яковлев А В. Подземные резервуары в мерзлых грунтах[M]. Якутск: Изд-во ИМЗ СО РАН, 1992.

[4] Childs E C, Collis-George N. The permeability of porous materials[M]. London:Proc.Roy. Soc., 201 A, 1950.

[5] Дерягин Б В. Учение о свойствах тонких слоев воды в приложении к объяснению свойств глинистых пород [C]// Труды совещания по инженерной геологии, свойствам горных пород и методы из изучения. Москва: 1956:45-58.

[6] Маслов Н. Н. Основы механики грунтов и инженерной геологии[M]. Москва: Научно-техн. изд-во Министерства автотранспорта и шоссейных дорог РСФСР, 1961.

[7] Приклонский В А. Грунтоведение. [M]. Москва:Гос. научно-техническое издательство литературы по геологии и охране недр, 1955.

[8] Сергеев Е М. Грунтоведение[M]. Москва: Изд-во МГУ, 1959.

[9] Цытович Н А. Механика грунтов[M]. Москва: Изд-во по строительству, архитектуре и строительным материалам, 1963.

[10] Чжан Р В. Проектирование, строительство и эксплуатация гидротехнических сооружений низкого напора в криолитозоне[M].Якутск: Изд-во ИМЗ СО РАН, 2000.

[11] Самышин В К, Перльштейн Г З, Лавров Н П. Исследования размываемости мерзлых дисперсных пород в лабораторных условиях[C] // Cергей Потемкин.Сборник научных трудов ВНИИ-1. Магадан: Магаданское книжное издательство，1982:52-58.