正冻土中的水热耦合模型
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2 模型的建立
2. 1 基本假设 本模型是用来模拟土体在室内冻结实验过程中的 冻胀过程, 土体为饱和无盐土, 实验过程中无外载, 试 样 顶 部加一 恒定 的低温 ( Hc) , 底 部温度 亦保 持恒 定 ( HW) , 其中 HW< Hc. 水位线为土柱底部, 环境温度保持 恒定 . 已形成的冰透镜体及正在生长的冰透镜体包含 于已冻土中 . 假设在某一时刻 ti , 土柱的长度 H i 及冻结缘的位 置已知, 求在时间步长 dt 时间内的冻胀量及冻结缘的
模 型 H a r la n ( 1973) Taylor & Lut hin ( 1978) Sheppar d, et al ( 1978) Guymon, et al. ( 1984) O’Neil l & Mill er ( 1980, 1985) Gil pin( 1980)
Hopke( 1980)
( 1.天津城市建设学院 土木工程系, 天 津 300384; 2.中 国科学院兰州冰川冻土研究所 冻土工程国家重点实验室, 兰 州 730000)
摘要: 根据温度梯度诱导薄膜水 迁移的冻胀机理, 建立了模拟标准样品无盐土冻胀过 程的水
热耦合模 型 . 模型需 要输入的 参数包括: 干密度、含水量、孔隙 度、未冻 水含量 ( - 1 ℃) 、导 热系数、渗透系数及边界温度条 件、冻结周期和时间步长等 . 计算结果包括: 冻胀量、冻 结深 度、冰分 凝温度、冻 结缘厚度 . 通过与实 际冻胀实验结果比 较, 模型 所预测的 冻胀量和冻 深 与实测 值相差 分别为 1. 12% ～15. 77% 和 5. 38% ～10. 35% . 冻 结缘的 厚度 变化在 时间 上 有三种方式: 即持续增大、增大后逐渐减小、增大后相对稳定. 关 键 词: 正冻土; 冻胀; 水热耦合模 型 中图分类号: T U445 文献标识码: A 文章编号: 1006- 6853( 2001) 01- 0047- 06
冻结过程中, 土柱可分为三段, 即已冻土段、冻结
缘及未冻土段 . 如上所述, 分凝冻胀是土冻胀过程中
有水分迁移, 并且水分集聚在前进的冻结锋面后方( 冰
透镜体暖端) 形成分凝冰透镜体时出现的冻胀现象 .
土冻结过程中出现水分迁移的驱动力是冻结缘中存在
由温度梯度引起的负压( 土水势) 梯度 . 土的起始冻结温度可作为判断土处于冻结状态的 起点, 即作为确定冻结锋面所在位置的依据 . 实验表 明, 土温等于土的起始冻结温度时, 土中水全部处于未 冻状态, 更确切地说是处于冻结和未冻结的临界状态 ( 其中无冰晶存在) . 一旦土温略低于土的起始冻结温 度, 土中就有部分水转化成冰, 但在土颗粒表面仍有一 些作为吸附膜的未冻水存在 . 在温度梯度引起的负压 梯度下, 来自未冻土的水通过未冻水膜进入冻土层内 形成冰透镜体 . 由于未冻水膜的厚度随温度的降低逐 渐变薄, 因此被迁移的水分因迁移受阻而逐渐在某个 位置集聚 . 又因为在一定的温度下, 未冻水的含量是 一定的, 土颗粒外围具有恒定的平衡未冻水膜的厚度, 于是当足够的水分集聚起来时, 由于未冻水膜厚度增 大, 未冻水的自由能比冰的自由能高, 故此原来的热力 平衡被破坏 . 在恒定的负温下, 土水体系中的未冻水 含量要保持恒定, 则过剩未冻水释放自由能分凝成冰 以达到新的热力平衡状态, 在这一位置上冰的含量将 越来越大 . 冻结锋面与冰分凝锋面之间的过渡带称为 冻结缘, 它具有厚度薄、渗透性低和性质随温度而变等 特征 . 冻结开始时, 快速前进的冻结锋面不允许水分在 一个给定的水平上集聚足够长的时间, 以形成连续的 冰透镜体 . 假设冻结缘中没有水分集聚, 由于温度降 低时, 冻土的渗透性能也降低, 并且降低的速度非常快 ( 随温度以指数形式降低) , 冻结缘中发育一个非线性 的负压剖面 . 分凝冰首先沿着土颗粒顶面出现, 这是 约束力最小的地方, 随着冻渗的发育和冻深的加大, 土 体中冻土的温度梯度减小, 冻结锋面的前进速度降低, 迁移来的水分被允许在某一个水平上集聚较 长的时
间, 邻接的冰发生破裂应变, 水分继续集聚和冻结, 导 致连续的冰透镜体的形成 . 因为此时土中仍然存在不 稳定热流, 冻结锋面仍以某一个逐渐减小的速率前进, 这就使得通过试样的温度剖面发生变化, 冻结缘的厚 度随时间的增长而逐渐变厚, 通过冻结缘的温度进一
天津城市建设学院学报 赵建军等: 正冻土中的水热耦合模型
土体的条件 二维, 饱和土 一维, 饱和( 含盐) 土 一维, 饱和土 一维, 饱和土
验 证 冻结深度, 冻胀
冻胀 冻胀 未验证
1 冻胀机理
冻胀是指由于土的冻结作用而造成的体积膨胀现
象 . 这是深季节冻土区、多年冻土区以及人工冻结区
工程建筑常常遇见的十分头痛的问题 . 冻胀可分为原
位冻胀和分凝冻胀两类 . 原位冻胀是指冻结锋面前进
镜体, 这一过程称为分凝冻胀[ 2～4] , 分凝冻胀冻胀量按
下式计算
H V= 1. 09 q
q=
K
d7 dx
式中: H V—— 冻胀量;
q——水分迁移通量( 迁移量) ;
K ——渗透系数;
d7 / dx ——土水势梯度( 迁移驱动力) .
分凝冻胀过程造成体积增大 1. 09 倍, 因此分凝冻
被理解为冰分凝伴随水分迁移而引起的 . Taber 首先
发现用苯或硝基苯浸过的土体在冻结时也会 发生冻 胀 . T aber 通过对饱和粘土自上而下进行冻结研究了 连续冰层 . 之后学者们对冻胀现象进行了深 入的研 究, 并建立了许多用于预测冻胀的模型[ 2] , 表 1 列出了 一些具有代表性的冻胀模型 .
新位置 . 在时间段 dt 内, 作以下假设:
·在每一段内温度梯度保持恒定;
·在每一段内导热系数保持恒定;
·未冻土段内土的含水量及渗透系数保持恒定,
并且其孔隙度不变, 土颗粒是不可压缩的;
和温度, FEM 冻胀、温度、水流和
盐分浓度, FEM
水流和冻胀, ANL
冻胀, A NL
续表 1 输入土壤性质的参数 扬 氏模 量, 泊松 比, 蠕 变理 论的 六个 参数, 导水 系 数, 导温系数, 比热 含水量、导水系数和水分势的关 系, 比水容量, 扩散 系数, 导温系数, 比热 分 凝势, 温度 梯度 ( 含水 量、干 密度、导温 系数、比 热) 冻结 缘的导水 系数, 孔隙 度, 温度和 孔隙水压 力剖 面, 导温系数
冻胀、冰透镜体、 导 水系 数和水 分势 的关 系, 孔 隙度, 密度, 导温 系 水流和温度, FEM 数, 比热
土体的条件 一维, 未饱和土 一维, 未饱和土 一维, 未饱和土 二维, 未饱和土
一维, 饱和土 一维, 饱和土
一维, 饱和土
验 证 未验证 温度, 含冰 量, 含水量 冻结深度, 含 冰量, 含水量
天津城市建设学院学报 第 7 卷 第 1 期 2001 年 3 月
Journal of T ianjin Institut e of Ur ban Const ruction Vol. 7 No. 1 M ar . 2001
正冻土中的水热耦合模型a
赵建军1, 董金梅1, 王 沛1, 周长青1, 徐学祖2, 王家澄2, 陶兆祥2
百度文库
·4 9·
步降低, 导致冻结缘的渗透性降低, 水分迁移的流程加 大而冰透镜体底面( 暖端) 的土水势( 负压) 增大 . 克劳 修斯-克拉珀珑方程给出了冰透镜体底面上液态水膜 压力( 土水势) 与冰分凝温度的关系为 P W= ( L/ VW) ln( Hs/ H0) 式中: P W—— 液态水膜的负压;
预测和方法
水流和温度, FDM
水流和温度, FDM
水流和温度, FDM 冻胀、水流和温度,
FEM 冻胀、冰透镜体, 水流和温度, FEM 冻胀、冰透镜体、
温度, A NL
表 1 冻胀模型的基 本参数 输入土壤性质的参数
含水量、导水系数和水分势、孔隙 度的关系, 初始化 含水量, 导温系数和比热 未 冻水 含量和 温度 的关 系, 水 分扩散 系数 和含 冰 量、孔隙度的关系, 初始化含水量, 导热系数和比热 导 水系数, 未 冻水含 量-温度的 关系, 孔 隙度, 导 热 系数, 比热 渗 透系数, 含水 量和水压 力关系, 孔 隙度, 密 度, 导 热系数, 比热, 一个校正因子 未冻水含量和压力的关系, 导水系 数和含水量的关 系, 应变分配因子, 孔隙度, 密度, 导温系数, 比热 冻结缘的渗透系数, 干密度, 初始 化含水量, 有效土 颗粒半径, 导温系数
温度 未验证 未验证
冻胀
a 收稿日期: 2000-09-20; 修订日期: 2000-11-20 基金项目: 中国科学院兰州冰川冻土研究所冻土工程国家重点实验室开放基金项目( 9715) 作者简介: 赵建军( 1972- ) , 男, 山东肥城人, 天津城市建设学院助理研究员, 硕士.
·48·
胀才是土体冻胀的主要分量, 在研究冻胀过程时, 主要
考虑分凝冻胀 .
冻胀主要与三个过程有关: ( 1) 冰透镜体与土颗粒
外围水膜间的动力过程, 即土中水的相变及抽吸过程;
( 2) 从地下水位到水膜间水的输运过程; ( 3) 水相变时
的潜热传递过程 . 因此可以说冻胀的实质就是冻土中
水分迁移引起的宏观表现 .
L ——水的融化潜热, 3. 3×105 J/ kg; VW—— 水的比容, 1. 0 cm3/ g; Hs——冰分凝温度( K ) ; H0——纯水的冻结温度, 272. 85( K ) . 对 Hs 和 H0 十分接近的情况, 可简化为 P W= ( L/ VWH0 ) $ H= 1 223. 65 $ HkPa 式中: $ H= Hs- H0 是用摄氏温标表示的分凝冻结温度 . 冻结锋面继续前移, 使得冻结缘进一步冷却, 渗透 性降低, 迁移水分基本上被挡在渗透性特别低的区域 内, 并在前一个冰透镜体底面以下的某一个位置上重 新集聚, 这个新的集聚水平受当前的冻结缘的局部渗 透性控制, 并与分凝冻结温度有关 . 这个过程周期性 重复, 并且周期越来越长, 直到稳定的热流条件建立起 来并形成最后的冰透镜体为止 . 在最后的冻土的剖面 上就表现为冰透镜体间由上至下的垂直间隔 越来越 大, 冰透镜体越来越厚 . 由于冻结缘内同时存在冰和未冻水, 并且冰压力 是正的, 所以孔隙内的含冰量逐渐增大时, 冰压力也持 续增大, 孔隙内的有效应力等于冰压力和孔隙水压力 之和, 当某一处的有效应力等于零时( 无外载的情况) , 在这一点将形成新的冰透镜体 . 运用这一理论可作为 判断新冰透镜体的形成条件[ 5] . 在冻胀发生的同时, 已形成的冰透镜体作为一个 刚性体以冻胀速率整体向上移动, 冻结缘内的水热流 是处于似稳态的, 在冻结缘内保持热量和水分平衡 .
过程和已冻土继续降温过程中, 正冻土中的孔隙水或
已冻土中的未冻水原位冻结, 造成体积增大 9% ; 而当
土体冻结以后, 由于土颗粒表面能的作用, 土中始终存
在未冻结的薄膜水, 在温度梯度的诱导下, 薄膜水会从
温度高处向温度低处迁移, 正是由于水的抽吸作用使
水分集聚在前进的冻结锋面后方并冻结, 分凝成冰透
土的冻胀是较寒冷地区地基及基础中经常遇到的
问题, 由于冻胀而引起工程的失事也数见不鲜 . 冻胀 现象首次被人们所注意是在 17 世纪后期[ 1] , 在当时及 早期的研究中, 人们假设冻胀的发生是由于土体的“弯 曲”而引起的 . 由于弯曲而在土体中引起的缝隙被地 下水所充满, 当冻结时就形成了冰透镜体, 连续冰透镜 体被看作是连续冻结过程的证据 . 直到本世纪冻胀才
天津城市建设学院学报 2001 年 第 7 卷 第 1 期
模 型
Shen & Ladanyi ( 1987)
Padil la, et al ( 1992)
Konrad & Morgen st em ( 1981, 1982)
H or iguc hi ( 1987, 1989)
预测和方法 应变、应力、水流
2. 1 基本假设 本模型是用来模拟土体在室内冻结实验过程中的 冻胀过程, 土体为饱和无盐土, 实验过程中无外载, 试 样 顶 部加一 恒定 的低温 ( Hc) , 底 部温度 亦保 持恒 定 ( HW) , 其中 HW< Hc. 水位线为土柱底部, 环境温度保持 恒定 . 已形成的冰透镜体及正在生长的冰透镜体包含 于已冻土中 . 假设在某一时刻 ti , 土柱的长度 H i 及冻结缘的位 置已知, 求在时间步长 dt 时间内的冻胀量及冻结缘的
模 型 H a r la n ( 1973) Taylor & Lut hin ( 1978) Sheppar d, et al ( 1978) Guymon, et al. ( 1984) O’Neil l & Mill er ( 1980, 1985) Gil pin( 1980)
Hopke( 1980)
( 1.天津城市建设学院 土木工程系, 天 津 300384; 2.中 国科学院兰州冰川冻土研究所 冻土工程国家重点实验室, 兰 州 730000)
摘要: 根据温度梯度诱导薄膜水 迁移的冻胀机理, 建立了模拟标准样品无盐土冻胀过 程的水
热耦合模 型 . 模型需 要输入的 参数包括: 干密度、含水量、孔隙 度、未冻 水含量 ( - 1 ℃) 、导 热系数、渗透系数及边界温度条 件、冻结周期和时间步长等 . 计算结果包括: 冻胀量、冻 结深 度、冰分 凝温度、冻 结缘厚度 . 通过与实 际冻胀实验结果比 较, 模型 所预测的 冻胀量和冻 深 与实测 值相差 分别为 1. 12% ～15. 77% 和 5. 38% ～10. 35% . 冻 结缘的 厚度 变化在 时间 上 有三种方式: 即持续增大、增大后逐渐减小、增大后相对稳定. 关 键 词: 正冻土; 冻胀; 水热耦合模 型 中图分类号: T U445 文献标识码: A 文章编号: 1006- 6853( 2001) 01- 0047- 06
冻结过程中, 土柱可分为三段, 即已冻土段、冻结
缘及未冻土段 . 如上所述, 分凝冻胀是土冻胀过程中
有水分迁移, 并且水分集聚在前进的冻结锋面后方( 冰
透镜体暖端) 形成分凝冰透镜体时出现的冻胀现象 .
土冻结过程中出现水分迁移的驱动力是冻结缘中存在
由温度梯度引起的负压( 土水势) 梯度 . 土的起始冻结温度可作为判断土处于冻结状态的 起点, 即作为确定冻结锋面所在位置的依据 . 实验表 明, 土温等于土的起始冻结温度时, 土中水全部处于未 冻状态, 更确切地说是处于冻结和未冻结的临界状态 ( 其中无冰晶存在) . 一旦土温略低于土的起始冻结温 度, 土中就有部分水转化成冰, 但在土颗粒表面仍有一 些作为吸附膜的未冻水存在 . 在温度梯度引起的负压 梯度下, 来自未冻土的水通过未冻水膜进入冻土层内 形成冰透镜体 . 由于未冻水膜的厚度随温度的降低逐 渐变薄, 因此被迁移的水分因迁移受阻而逐渐在某个 位置集聚 . 又因为在一定的温度下, 未冻水的含量是 一定的, 土颗粒外围具有恒定的平衡未冻水膜的厚度, 于是当足够的水分集聚起来时, 由于未冻水膜厚度增 大, 未冻水的自由能比冰的自由能高, 故此原来的热力 平衡被破坏 . 在恒定的负温下, 土水体系中的未冻水 含量要保持恒定, 则过剩未冻水释放自由能分凝成冰 以达到新的热力平衡状态, 在这一位置上冰的含量将 越来越大 . 冻结锋面与冰分凝锋面之间的过渡带称为 冻结缘, 它具有厚度薄、渗透性低和性质随温度而变等 特征 . 冻结开始时, 快速前进的冻结锋面不允许水分在 一个给定的水平上集聚足够长的时间, 以形成连续的 冰透镜体 . 假设冻结缘中没有水分集聚, 由于温度降 低时, 冻土的渗透性能也降低, 并且降低的速度非常快 ( 随温度以指数形式降低) , 冻结缘中发育一个非线性 的负压剖面 . 分凝冰首先沿着土颗粒顶面出现, 这是 约束力最小的地方, 随着冻渗的发育和冻深的加大, 土 体中冻土的温度梯度减小, 冻结锋面的前进速度降低, 迁移来的水分被允许在某一个水平上集聚较 长的时
间, 邻接的冰发生破裂应变, 水分继续集聚和冻结, 导 致连续的冰透镜体的形成 . 因为此时土中仍然存在不 稳定热流, 冻结锋面仍以某一个逐渐减小的速率前进, 这就使得通过试样的温度剖面发生变化, 冻结缘的厚 度随时间的增长而逐渐变厚, 通过冻结缘的温度进一
天津城市建设学院学报 赵建军等: 正冻土中的水热耦合模型
土体的条件 二维, 饱和土 一维, 饱和( 含盐) 土 一维, 饱和土 一维, 饱和土
验 证 冻结深度, 冻胀
冻胀 冻胀 未验证
1 冻胀机理
冻胀是指由于土的冻结作用而造成的体积膨胀现
象 . 这是深季节冻土区、多年冻土区以及人工冻结区
工程建筑常常遇见的十分头痛的问题 . 冻胀可分为原
位冻胀和分凝冻胀两类 . 原位冻胀是指冻结锋面前进
镜体, 这一过程称为分凝冻胀[ 2～4] , 分凝冻胀冻胀量按
下式计算
H V= 1. 09 q
q=
K
d7 dx
式中: H V—— 冻胀量;
q——水分迁移通量( 迁移量) ;
K ——渗透系数;
d7 / dx ——土水势梯度( 迁移驱动力) .
分凝冻胀过程造成体积增大 1. 09 倍, 因此分凝冻
被理解为冰分凝伴随水分迁移而引起的 . Taber 首先
发现用苯或硝基苯浸过的土体在冻结时也会 发生冻 胀 . T aber 通过对饱和粘土自上而下进行冻结研究了 连续冰层 . 之后学者们对冻胀现象进行了深 入的研 究, 并建立了许多用于预测冻胀的模型[ 2] , 表 1 列出了 一些具有代表性的冻胀模型 .
新位置 . 在时间段 dt 内, 作以下假设:
·在每一段内温度梯度保持恒定;
·在每一段内导热系数保持恒定;
·未冻土段内土的含水量及渗透系数保持恒定,
并且其孔隙度不变, 土颗粒是不可压缩的;
和温度, FEM 冻胀、温度、水流和
盐分浓度, FEM
水流和冻胀, ANL
冻胀, A NL
续表 1 输入土壤性质的参数 扬 氏模 量, 泊松 比, 蠕 变理 论的 六个 参数, 导水 系 数, 导温系数, 比热 含水量、导水系数和水分势的关 系, 比水容量, 扩散 系数, 导温系数, 比热 分 凝势, 温度 梯度 ( 含水 量、干 密度、导温 系数、比 热) 冻结 缘的导水 系数, 孔隙 度, 温度和 孔隙水压 力剖 面, 导温系数
冻胀、冰透镜体、 导 水系 数和水 分势 的关 系, 孔 隙度, 密度, 导温 系 水流和温度, FEM 数, 比热
土体的条件 一维, 未饱和土 一维, 未饱和土 一维, 未饱和土 二维, 未饱和土
一维, 饱和土 一维, 饱和土
一维, 饱和土
验 证 未验证 温度, 含冰 量, 含水量 冻结深度, 含 冰量, 含水量
天津城市建设学院学报 第 7 卷 第 1 期 2001 年 3 月
Journal of T ianjin Institut e of Ur ban Const ruction Vol. 7 No. 1 M ar . 2001
正冻土中的水热耦合模型a
赵建军1, 董金梅1, 王 沛1, 周长青1, 徐学祖2, 王家澄2, 陶兆祥2
百度文库
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步降低, 导致冻结缘的渗透性降低, 水分迁移的流程加 大而冰透镜体底面( 暖端) 的土水势( 负压) 增大 . 克劳 修斯-克拉珀珑方程给出了冰透镜体底面上液态水膜 压力( 土水势) 与冰分凝温度的关系为 P W= ( L/ VW) ln( Hs/ H0) 式中: P W—— 液态水膜的负压;
预测和方法
水流和温度, FDM
水流和温度, FDM
水流和温度, FDM 冻胀、水流和温度,
FEM 冻胀、冰透镜体, 水流和温度, FEM 冻胀、冰透镜体、
温度, A NL
表 1 冻胀模型的基 本参数 输入土壤性质的参数
含水量、导水系数和水分势、孔隙 度的关系, 初始化 含水量, 导温系数和比热 未 冻水 含量和 温度 的关 系, 水 分扩散 系数 和含 冰 量、孔隙度的关系, 初始化含水量, 导热系数和比热 导 水系数, 未 冻水含 量-温度的 关系, 孔 隙度, 导 热 系数, 比热 渗 透系数, 含水 量和水压 力关系, 孔 隙度, 密 度, 导 热系数, 比热, 一个校正因子 未冻水含量和压力的关系, 导水系 数和含水量的关 系, 应变分配因子, 孔隙度, 密度, 导温系数, 比热 冻结缘的渗透系数, 干密度, 初始 化含水量, 有效土 颗粒半径, 导温系数
温度 未验证 未验证
冻胀
a 收稿日期: 2000-09-20; 修订日期: 2000-11-20 基金项目: 中国科学院兰州冰川冻土研究所冻土工程国家重点实验室开放基金项目( 9715) 作者简介: 赵建军( 1972- ) , 男, 山东肥城人, 天津城市建设学院助理研究员, 硕士.
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胀才是土体冻胀的主要分量, 在研究冻胀过程时, 主要
考虑分凝冻胀 .
冻胀主要与三个过程有关: ( 1) 冰透镜体与土颗粒
外围水膜间的动力过程, 即土中水的相变及抽吸过程;
( 2) 从地下水位到水膜间水的输运过程; ( 3) 水相变时
的潜热传递过程 . 因此可以说冻胀的实质就是冻土中
水分迁移引起的宏观表现 .
L ——水的融化潜热, 3. 3×105 J/ kg; VW—— 水的比容, 1. 0 cm3/ g; Hs——冰分凝温度( K ) ; H0——纯水的冻结温度, 272. 85( K ) . 对 Hs 和 H0 十分接近的情况, 可简化为 P W= ( L/ VWH0 ) $ H= 1 223. 65 $ HkPa 式中: $ H= Hs- H0 是用摄氏温标表示的分凝冻结温度 . 冻结锋面继续前移, 使得冻结缘进一步冷却, 渗透 性降低, 迁移水分基本上被挡在渗透性特别低的区域 内, 并在前一个冰透镜体底面以下的某一个位置上重 新集聚, 这个新的集聚水平受当前的冻结缘的局部渗 透性控制, 并与分凝冻结温度有关 . 这个过程周期性 重复, 并且周期越来越长, 直到稳定的热流条件建立起 来并形成最后的冰透镜体为止 . 在最后的冻土的剖面 上就表现为冰透镜体间由上至下的垂直间隔 越来越 大, 冰透镜体越来越厚 . 由于冻结缘内同时存在冰和未冻水, 并且冰压力 是正的, 所以孔隙内的含冰量逐渐增大时, 冰压力也持 续增大, 孔隙内的有效应力等于冰压力和孔隙水压力 之和, 当某一处的有效应力等于零时( 无外载的情况) , 在这一点将形成新的冰透镜体 . 运用这一理论可作为 判断新冰透镜体的形成条件[ 5] . 在冻胀发生的同时, 已形成的冰透镜体作为一个 刚性体以冻胀速率整体向上移动, 冻结缘内的水热流 是处于似稳态的, 在冻结缘内保持热量和水分平衡 .
过程和已冻土继续降温过程中, 正冻土中的孔隙水或
已冻土中的未冻水原位冻结, 造成体积增大 9% ; 而当
土体冻结以后, 由于土颗粒表面能的作用, 土中始终存
在未冻结的薄膜水, 在温度梯度的诱导下, 薄膜水会从
温度高处向温度低处迁移, 正是由于水的抽吸作用使
水分集聚在前进的冻结锋面后方并冻结, 分凝成冰透
土的冻胀是较寒冷地区地基及基础中经常遇到的
问题, 由于冻胀而引起工程的失事也数见不鲜 . 冻胀 现象首次被人们所注意是在 17 世纪后期[ 1] , 在当时及 早期的研究中, 人们假设冻胀的发生是由于土体的“弯 曲”而引起的 . 由于弯曲而在土体中引起的缝隙被地 下水所充满, 当冻结时就形成了冰透镜体, 连续冰透镜 体被看作是连续冻结过程的证据 . 直到本世纪冻胀才
天津城市建设学院学报 2001 年 第 7 卷 第 1 期
模 型
Shen & Ladanyi ( 1987)
Padil la, et al ( 1992)
Konrad & Morgen st em ( 1981, 1982)
H or iguc hi ( 1987, 1989)
预测和方法 应变、应力、水流