土層結(jié)構(gòu)對非飽和毛細水鹽運移的影響

呂擎峰，單小康，趙彥旭，賈博博，杲 斐

（1.蘭州大學土木工程與力學學院，甘肅 蘭州 730000；2.中國電建集團中南勘測設(shè)計研究院有限公司，湖南 長沙 410000；3.中國鐵建二十一局集團有限公司，甘肅 蘭州 730050）

0 引言

土體沉積受搬運介質(zhì)和搬運方式的影響，往往形成不同土層結(jié)構(gòu)的層狀土體。層狀土層之間孔隙結(jié)構(gòu)和水力學性質(zhì)的不連續(xù)性[1?3]，導致層狀土體和均質(zhì)土體的水鹽運移規(guī)律存在顯著差異。

層狀土體的水鹽運移規(guī)律在土壤學領(lǐng)域已經(jīng)取得了一些研究成果。李韻珠等[4]指出壤土中的黏土夾層對水鹽運移具有阻滯作用。史文娟等[5]通過室內(nèi)土柱試驗發(fā)現(xiàn)不同層位的夾砂層對水鹽運移存在抑制或促進作用。HUANG 等[6]發(fā)現(xiàn)砂土和砂黃土互層結(jié)構(gòu)可以限制水分向上運移，抑制土體蒸發(fā)。李毅等[7]認為砂土夾層和黏土夾層均有阻水作用。黏土的阻水能力源于其低滲透性，砂土層的阻水能力則是因為孔隙水由細粒土層向砂土層運移時存在滯后效應(yīng)，因此在層狀土層界面處水分運移均會出現(xiàn)停滯[8?9]。張莉等[10]研究發(fā)現(xiàn)在壤土中設(shè)置砂層能夠加速上覆土層脫鹽和抑制下伏土層返鹽，該方法較依賴于降雨的淋濾作用，對干旱半干旱地區(qū)的適用性還有待研究。ALIMI 等[11]設(shè)計了沖積土和黏質(zhì)砂土以及沖積土和黏土的雙層土柱試驗，結(jié)果表明黏土層的阻滲能力更強，而黏土層厚是延遲溶質(zhì)運移的關(guān)鍵因素。LIU 等[12]對不同土體的水分和溶質(zhì)含量進行了長期監(jiān)測，發(fā)現(xiàn)均質(zhì)土中水鹽入滲較快，而層狀土中水流受阻，鹽分在局部累積。

層狀土層水鹽運移規(guī)律研究不僅與土壤水鹽管理相關(guān)，同時涉及地基承載力計算、隱伏巖溶塌陷和路基鹽脹等工程問題[13?16]。目前層狀土層水鹽運移研究側(cè)重于討論入滲過程的水鹽動態(tài)變化，而針對層狀土層毛細水鹽運移研究尚且不足。本文基于某高鐵路基上拱變形處的現(xiàn)場調(diào)查，設(shè)計了兩種不同粒徑土層二元結(jié)構(gòu)組合（黃土-砂質(zhì)粉土和黃土-粉質(zhì)黏土）的室內(nèi)土柱模型試驗，討論了不同地下水補給條件下土層結(jié)構(gòu)對土體毛細水分布和鹽分累積的影響。研究結(jié)果旨在為層狀土區(qū)硫酸鹽病害防治提供試驗依據(jù)。

1 試驗背景

西北地區(qū)某高鐵路基上拱變形處的地層剖面和水鹽分布如圖1 所示，表層覆蓋薄層礫石土，上覆粉質(zhì)砂土層，層厚約80 cm，下伏厚層圓礫石土層。粉質(zhì)砂土層的含水率和離子含量均高于下伏圓礫土層，40 cm 層位處鹽分聚積，SO24?和 Cl?含量接近2%，下伏圓礫石土層離子含量則非常低。由于區(qū)域內(nèi)地下水埋深較大（約9 m），而且粗粒土中毛細上升高度較小，距地表400 cm 土層中基本沒有地下毛細水補給，驅(qū)動鹽分運移的水分主要來源于降雨入滲和地表徑流。

圖1 上拱變形處土層結(jié)構(gòu)與水鹽垂直分布圖Fig.1 The soil layer structure and water-salt distribution in heave site

由圖2 可知，未上供變形處剖面上覆砂礫土層，下伏粉質(zhì)黏土層，含水率和 Cl?含量在界面處呈斷層式分布。上覆粗粒土層含水率約0.5%～2%， Cl?含量均小于0.08%；下伏細粒土層含水率在9%～13%之間， Cl?含量均大于0.57%。 S O24?在深度120～400 cm 土層中含量較高，深度0～80 cm 土層中含量較低。和 Cl?最大含量均小于1%，鹽分未發(fā)生局部聚積，且表層含鹽量較低。下伏粉質(zhì)黏土層的毛細上升高度較大，有利于地下毛細水補給，通過下伏土層含水率較大推測距地表400 cm土層內(nèi)有一定的毛細水補給。

圖2 未上拱變形處土層結(jié)構(gòu)與水鹽垂直分布圖Fig.2 The soil layer structure and water-salt distribution in contrast site

上拱變形處土層呈上細下粗型結(jié)構(gòu)，鹽分在上覆細粒土層中聚積，而未上拱變形處土層呈上粗下細型結(jié)構(gòu)，鹽分主要儲存在下伏細粒土層中，離子分布較為均一，表層土體未發(fā)生鹽分聚積現(xiàn)象。上述現(xiàn)象表明土層結(jié)構(gòu)對水鹽分布存在顯著影響，而水鹽分布的差異性對硫酸鹽病害發(fā)育存在潛在影響。

2 試驗設(shè)計與方法

2.1 試驗設(shè)計

根據(jù)現(xiàn)場調(diào)查情況設(shè)計了室內(nèi)土柱試驗，其裝置如圖3 所示，由多層有機玻璃筒和補水瓶組成。有機玻璃筒內(nèi)徑20 cm，高度分為40 cm 和10 cm 兩種，中間用法蘭盤連接。模擬試驗土柱上覆土層厚30 cm，下伏土層厚10 cm，現(xiàn)場調(diào)查發(fā)現(xiàn)區(qū)域內(nèi)地下水含鹽量較低，鹽分主要分布在土層中，因此將下伏土層設(shè)置為 質(zhì)量分數(shù)5%的含鹽土層。含鹽土層下方根據(jù)不同的地下水條件設(shè)置不同隔斷層，標準砂層模擬有毛細水補給的情況，卵礫石層則模擬無毛細水補給的情況，隔離層的另一作用是防止含鹽層的鹽分擴散至蒸餾水中。

圖3 試驗裝置Fig.3 Test apparatus

試驗組設(shè)計如表1 所示。上覆土層均為洗鹽后的黃土，下伏土層分別為砂質(zhì)粉土和粉質(zhì)黏土，黃土-砂質(zhì)粉土構(gòu)成上細下粗型土層結(jié)構(gòu)，黃土-粉質(zhì)黏土構(gòu)成上粗下細型土層結(jié)構(gòu)，土柱ΙA 和ΙB 中存在毛細水補給，ⅡA 和ⅡB 中則無毛細水補給。

表1 試驗組設(shè)計Table 1 Test group design

試驗黃土取自甘肅省蘭州市東崗鎮(zhèn)，砂質(zhì)粉土與粉質(zhì)黏土由洗鹽后的黃土摻石英砂和黃土摻高嶺土得到。三種土樣的基本參數(shù)見表2，顆分曲線見圖4。

表2 試驗土樣的物理性質(zhì)Table 2 Physical properties of soil samples

圖4 試驗土樣的粒徑分布曲線Fig.4 Grain-size distribution curves of soil samples

土樣以分層夯實的方式填入有機玻璃筒中，上覆黃土層采用15%最優(yōu)含水率和90%的壓實度，即干密度1.62 g/cm3，下伏土層的含水率與上覆土層保持一致，考慮到不同土樣的天然孔隙比存在顯著差異，因此干密度通過統(tǒng)一的壓實度進行控制，壓實度均設(shè)置為90%，砂質(zhì)粉土層夯實干密度為1.8 g/cm3，粉質(zhì)黏土層夯實干密度為1.56 g/cm3。

2.2 試驗過程

試樣制作完成后在室內(nèi)進行蒸發(fā)試驗，分別在10，20，40，60 d 取樣，前三次通過筒壁上的預(yù)留取樣孔進行取樣，取樣深度為0，7，14，21，28，32，36，40 cm；60 d 時拆除土柱取樣，并增加2，4 cm 取樣深度，土樣采用烘干法進行含水率測定。取10 g 干土樣按照土水比1∶5 配成土水混合溶液，在 SHZ–88 型振蕩器上振蕩 30 min，將震蕩后的土懸液放入TDL-SA 型離心機中離心30 min，用針管抽出離心管上部清液，經(jīng)過 0.45 μm 孔徑微孔膜過濾，得到土樣浸出液，采用DIONEX 公司生產(chǎn)的ICS–2500 型離子色譜儀測定60 d 土樣浸出液中的易溶鹽離子含量。

3 試驗結(jié)果與分析

3.1 毛細水補給土柱的水分運移

毛細水補給土柱ΙA 和ΙB 含水率沿深度分布結(jié)果見圖5，兩組試驗土柱含水率在10 d 時已經(jīng)基本穩(wěn)定，試驗周期內(nèi)同一層位的含水率略有波動，整體分布趨勢沒有顯著變化。土柱ΙA 和ΙB 上覆黃土層的含水率隨深度增大整體呈線性增大，擬合線性曲線的斜率分別為4.94 和4.93，含水率梯度基本一致。ΙA 土柱上覆土層中的各層位含水率均大于ΙB，非飽和導水率K(θ)和擴散率D(θ)均為含水率的連續(xù)增函數(shù)，因此ΙA 土柱上覆土層中的導水率和擴散率均大于IB，IA 土柱毛細水運移速率較大。含水率較大時，砂質(zhì)粉土層的導水率遠大于粉質(zhì)黏土，毛細水通過砂質(zhì)粉土層向黃土土層運移相對較為容易；而粉質(zhì)黏土層孔隙小，導水率低，水分運移速率緩慢，對土柱整體的水分運移存在阻滯作用。

圖5 毛細水補給土柱含水率沿深度分布Fig.5 Distribution of water content along depthwith capillary water supply

IA 和IB 土柱含水率在土層界面處發(fā)生突變，ΙA 土柱界面處32 cm 與28 cm 含水率沿深度減小方向增加8.1%～9.1%，ΙB 土柱含水率減少3.6%～4.2%，界面含水率變化存在差異。含水率的突變是土層孔隙結(jié)構(gòu)的不連續(xù)性導致的，從吸力角度考慮，當土柱的含水率達到平衡狀態(tài)時，土體吸力與孔隙水勢能具有連續(xù)性，30 cm 處上下界面的吸力大小一致；由于不同土層的顆粒大小、孔隙分布存在差異，同一土體吸力對應(yīng)的不同土層的體積含水率存在一特定差值，這一差值在土體中表現(xiàn)為土層界面含水率突增或突降。

為了更好的分析和解釋界面含水率的變化差異，通過Arya-Paris 模型[17]和Fredlund-Xing 模型[18]擬合了試驗中三種土層的土水特征曲線。將土層的顆粒分布、干密度和顆粒密度代入AP 模型預(yù)測出多個吸力與體積含水率對應(yīng)點，再由FX 模型擬合得到完整的土水特征曲線（圖6）。

圖6 三種土層的土水特征曲線Fig.6 Soil-water characteristic curves of three kinds of soil layers

同一吸力對應(yīng)的三種土層體積含水率不同，細粒土的體積含水率均大于粗粒土的體積含水率。土層之間的含水率差值除了與土層性質(zhì)有關(guān)，還隨吸力變化。低吸力段，黃土-砂質(zhì)粉土的含水率差值較大；高吸力段，黃土-粉質(zhì)黏土的含水率差值較大。IA 和IB 土柱土層界面處的含水率較大，吸力較小，因此IA 土柱的界面含水率差值大于IB。

3.2 毛細水補給土柱的鹽分運移

60 d 時土柱主要離子垂直分布情況如圖7，ΙA 和ΙB 離子整體分布均呈 “?！毙?，鹽分在表層聚積。土柱中的初始值較大，表層含量大于 N a+，ΙA 土柱表層含量高達15.64%，ΙB 土柱表層含量約7.69%，僅為ΙA 土柱的1/2，IB 土柱其他層位的含量均高于ΙA。 N a+分布情況與一致，ΙA 土柱表層Na+含量大于ΙB，其他層位則小于IB。兩組土柱和 N a+的分布差異表明在相同的時間內(nèi)，ΙA 土柱向上的鹽分遷移更為劇烈，表層積鹽更多，上細下粗型土層結(jié)構(gòu)相對于上粗下細型結(jié)構(gòu)更有利于土體鹽分運移和表層鹽分積累。

圖7 毛細水補給土柱60 d 離子分布情況Fig.7 Ions distribution on the 60th day with capillary water supply

土層結(jié)構(gòu)對水分運移的影響直接導致了鹽分運移的差異，下伏砂質(zhì)粉土層的存在加速了土柱的毛細水鹽運移，導水率較低的粉質(zhì)黏土層則阻礙了毛細水鹽運移。除了對水分運移的影響，黏土顆粒較強的吸附性也延緩了土體中的溶質(zhì)運移，黏粘土顆粒比表面積較大，結(jié)合水膜較厚，結(jié)合水膜中的離子需要先擴散至毛細水中，后隨著毛細水遷移，這一過程降低了含鹽層的脫鹽速率，表層鹽分積累速率相應(yīng)減小。通過60 d 表層的泛鹽現(xiàn)象可以直觀的看出兩組土柱的積鹽差異（圖8），ΙA 土柱表層的鹽殼厚度較大，表層積鹽較多，IB 土柱表層鹽殼則較薄，鹽結(jié)晶較少。由于硫酸鹽結(jié)晶膨脹，土柱表層土體隆起，表面發(fā)生鹽脹破壞。

圖8 毛細水補給土柱60 d 表層積鹽情況Fig.8 Surface salt accumulation on the 60th day with capillary water supply

3.3 無毛細水補給土柱的水分運移

土柱ⅡA 和ⅡB 中設(shè)置了卵礫石層隔斷毛細水補給，模擬了地下水埋深較大或毛細水上升高度較小條件下的水鹽運移，其含水率結(jié)果見圖9。ⅡA 和ⅡB 土柱隨著試驗進行，ⅡA 和ⅡB 土柱整體含水率逐漸降低，在40～60 d 時，含水率變化非常小，表明土柱中的水分散失速率減小。一方面是因為隨著表層一定深度土層含水率的減小，蒸發(fā)速率降低；另一方面則由于孔隙水含量的減小，毛細作用減弱，孔隙水主要受短程吸附作用，以薄膜水的形式附著在土顆粒表面，水分運移速率大幅降低，因此土柱內(nèi)部的水分散失速率減小。

圖9 無毛細水補給土柱含水率沿深度分布曲線Fig.9 Distribution of water content along depth without capillary water supply

土柱ⅡA 和ⅡB 深度30 cm 土層界面處的含水率變化趨勢與毛細水補給土柱一致，但含水率差值大小存在顯著差異。ⅡA 土柱界面含水率差值保持在1.68%～2.01%之間，ⅡB 土柱保持在2.78%～3.14% 之間。由圖6 已知在高吸力狀態(tài)下，黃土-砂質(zhì)粉土土層界面含水率差值小于黃土-粉質(zhì)黏土，因此ⅡB 土柱界面含水率差值大于ⅡA。砂質(zhì)粉土層的水分向上覆黃土層遷移相對較多，在10～40 d 內(nèi)，ⅡA 土柱上覆黃土層的整體含水率以及表層含水率明顯大于ⅡB，在40～60 d 時，ⅡA 土柱下伏土層的含水率變化極小，上下土層之間的水分運移基本停止，而ⅡB 土柱下伏土層的含水率在該時間段內(nèi)仍在減小，說明ⅡA 土柱水分運移速率明顯大于ⅡB，主要原因是孔隙結(jié)構(gòu)變化導致土水性質(zhì)的差異，其次則因為黏土顆粒的短程吸附作用較強，結(jié)合水膜較厚，粉質(zhì)黏土層中的薄膜水含量相對于砂質(zhì)粉土層較多，而毛細水含量較少。

3.4 無毛細水補給土柱的鹽分運移

無毛細水補給土柱60 d 離子分布如圖10 所示。土柱表層的和 N a+的含量小幅增大，但并未發(fā)生表層積聚，無毛細水補給條件下，土柱中的水分運移速率逐漸降低直至接近停止，因此鹽分的上升高度有限，并未全部遷移至表層。ⅡA 土柱上覆黃土層中各層位的含量均大于ⅡB，下伏含鹽層的含量則小于ⅡB，Na+分布趨勢與一致。ⅡA 土柱下伏含鹽層60 d 的含量相比于初始值降低了64%，ⅡB 降低了45%。試驗結(jié)果表明在無毛細水補給條件下，上細下粗型土柱下伏含鹽層水鹽向上的遷移總量和遷移速率均大于上粗下細型土柱。

圖10 無毛細水補給土柱60 d 離子分布情況Fig.10 Ions distribution on the 60th day without capillary water supply

如圖11 所示，由于ⅡA 和ⅡB 土柱表層鹽分未發(fā)生聚積，表層并沒有鹽殼生成，但隨著含鹽量的提高，表層均產(chǎn)生了一定程度的酥堿。

圖11 無毛細水補給土柱60 d 表層積鹽情況Fig.11 Surface salt accumulation on the 60th day without capillary water supply

4 結(jié)論

（1）層狀土層之間孔隙結(jié)構(gòu)和水力學性質(zhì)的不連續(xù)性對土體水鹽運移有顯著影響，細粒土層具有較好的持水和持鹽特性。上細下粗型土層結(jié)構(gòu)鹽分在上覆土層中聚積，淺層高含鹽量土體的存在增加了鹽漬土病害發(fā)生的幾率；上粗下細型土層結(jié)構(gòu)鹽分在下伏細粒土層中分布較為均一，上覆粗粒土層含鹽相對較少。

（2）毛細水補給條件下，上細下粗型土層結(jié)構(gòu)有利于毛細水鹽運移；60 d 時上細下粗型土柱表層鹽分積聚現(xiàn)象更加顯著，表層含量是上粗下細型土柱的兩倍。

（3）無毛細水補給條件下，下伏砂質(zhì)粉土層水鹽向上遷移總量和遷移速率大于下伏粉質(zhì)黏土層，60 d 時，上細下粗型土柱上覆土層各層位離子含量均大于上粗下細型土柱。