凍融循環(huán)過程中土體的孔隙水壓力測試研究

張蓮海 ，馬 巍，楊成松

（1.中國科學院寒區(qū)旱區(qū)環(huán)境與工程研究所 凍土工程國家重點實驗室，甘肅 蘭州 730000；2.中國科學院大學，北京 100049）

1 引 言

凍融作用一直是寒區(qū)工程凍害問題的主要原因，它作為一種強風化過程，強烈地改變著土的結構性，對土的物理力學性質會產(chǎn)生較大影響[1]。凍融循環(huán)可以使得顆粒進一步分裂或聚集，使得土的結構發(fā)生改變[2]。而土的結構變化必然導致土體物理性質的變化，主要包括滲透系數(shù)、密度、液塑限及孔隙比等指標的變化[1,3-4]。凍融循環(huán)對重塑土和原狀土的力學性質有著不同的影響。凍融循環(huán)對原狀土一般具有弱化作用；而對于重塑土來說，則要考慮它的不同初始狀態(tài)，凍融循環(huán)使松散土強化，而使強超固結重塑土弱化[5]。Wang 等[6]對凍融循環(huán)前、后土樣的彈性模量、黏聚力和內(nèi)摩擦角等進行了對比研究，發(fā)現(xiàn)凍融循環(huán)后土樣的彈性模量和黏聚力降低，內(nèi)摩擦角增大。盡管現(xiàn)有研究已表明，凍融循環(huán)對土體的物理力學性質有顯著的影響，但其內(nèi)在的作用機制還不是很明確，也沒有形成定量化的對應關系[2,6]。

研究發(fā)現(xiàn)，凍融作用對土體結構及強度的影響與凍融過程中孔隙水壓力的變化歷程有密切關系[5,7-9]。Chamberlain 等[3]推測融化的海底凍土發(fā)生高固結可能是由于凍結過程中的孔隙水壓力下降所導致。Akagawa[10]在凍脹過程中用X 射線放射成像技術進行觀察，發(fā)現(xiàn)了凍結緣的固結現(xiàn)象，并認為這是由于分凝冰界面處的孔隙水壓力下降所導致。因此，孔隙水壓力的測試是探索凍融過程中土體結構及物理力學性質變化的內(nèi)在機制及定量化研究的關鍵。此外，凍融循環(huán)過程中土體內(nèi)部的水分遷移與凍結過程中的孔隙水壓力變化亦有著直接關系。Taber[11]首先預測分凝冰鋒面處存在孔隙水壓力的下降,從而導致水分的遷移。隨后，包括水力模型[12]、剛性冰模型[13]及分凝視模型[14]等均是通過凍結鋒面處孔隙水壓力的下降來模擬土體內(nèi)的水分遷移。

但由于土體在凍結狀態(tài)下的孔隙水壓力測試一直是凍土土工測試技術中的難點，目前處于瓶頸狀態(tài)[15]，只有少量試探性的研究結果[7,9,16-17]。本文在前人研究的基礎上，研發(fā)了一種適用于凍結土體孔隙水壓力測試的探頭，并對砂土和粉質黏土在凍融循環(huán)過程中孔隙水壓力的變化過程進行了實時測試。通過分析兩種土質在凍融循環(huán)過程中孔隙水壓力變化規(guī)律，期望為凍融循環(huán)過程中土體物理力學性質變化機制及水分遷移機制研究提供理論支持和借鑒。

2 孔隙水壓力測試方法及凍融循環(huán)試驗

2.1 凍結土體孔隙水壓力測試探頭

本文孔隙水壓力探頭設計與常規(guī)融土的孔隙水壓力探頭結構類似。如圖1 所示，探頭共分為3 個部分：陶土頭、酒精媒介和壓力傳感器。常規(guī)融土孔隙水壓力探頭應用純水作為壓力傳導的介質。但在負溫環(huán)境下，往往獲取不到凍土土樣的孔隙水壓力值，為此改用酒精（濃度為99.7%）作為壓力傳導介質。此外，陶土頭允許水分穿過，但不允許酒精穿過，既保證了壓力的傳導機制，又避免了酒精進入土樣干擾真實的水分場和應力場。試驗過程中的孔隙水壓力由壓力傳感器獲得，并被數(shù)采儀自動采集記錄。壓力傳感器購買于南京宏沐科技有限公司，型號為HM22-3-V0-F0-W2，其量程為-50～50 kPa，精度為±0.1%FS。

圖1 孔隙水壓力探頭示意圖Fig.1 Sketch of pore water pressure probe

2.2 凍融循環(huán)試驗

凍融循環(huán)試驗主要在凍融循環(huán)機上完成，試驗裝置如圖2 所示。試驗采用青藏鐵路沿線具有代表性的砂土及粉質黏土作為研究材料，其具體的顆粒分布情況及物理特性參數(shù)如表1 所示。在制樣過程中，首先將特定量的水分加入到適量的干土中，然后充分混合，混合均勻后壓制到有機玻璃罐中。在有機玻璃容器罐側面布有10個溫度孔和3個孔隙水壓力孔，分別用來放置溫度探頭和孔隙水壓力探頭，分布如圖3 所示。每一圓柱形試樣均與有機玻璃罐具有相同的內(nèi)徑（101 mm）。本次試驗共制備了兩個土樣，分別為砂土樣SN和粉質黏土樣CN。砂土樣SN 的初始含水率為22.68%，粉質黏土樣的含水率為17.88%，土樣其他的具體參數(shù)可參見表2。

圖2 凍融試驗裝置示意圖Fig.2 Sketch of freeze-thaw test equipment

表1 土樣顆粒分析和物理特性參數(shù)表Table 1 Gradation test results of particles and physical parameters of tested soils

圖3 有機玻璃罐上的溫度孔及孔隙水壓力孔分布Fig.3 Temperature holes and pore water pressure probes on an organic glass tube

將裝有土樣的有機玻璃罐放置到凍融循環(huán)機箱體中，同時將溫度探頭和孔隙水壓力探頭經(jīng)有機玻璃罐上的溫度孔和孔隙水壓力孔插入到土樣中，安裝好后進行密封。試驗過程中孔隙水壓力探頭約放置在土樣的中心位置，即探頭插入深度約5 cm 左右。所有的試驗在開放系統(tǒng)下進行，水分由土樣底端的補水瓶補進。補水瓶放置在室溫下，土樣下端的孔隙水壓力時刻保持為大氣壓（表壓為0）。砂土和粉質黏土樣均經(jīng)歷凍融循環(huán)過程。砂土經(jīng)歷11個凍融循環(huán)，每個單次循環(huán)的凍結及融化階段分別約為12 h，在單向凍結階段，上頂板、箱溫及下頂板的溫度分別設置為-5 ℃、室溫（約18 ℃，由中央空調(diào)恒定）和3 ℃；而在融化階段亦均設置為室溫。粉質黏土經(jīng)歷10 個凍融循環(huán)，每個單次循環(huán)的凍結及融化階段亦分別約為12 h，在單向凍結階段，上頂板、箱溫及下頂板的溫度分別設置為-7、0.5、0.5 ℃；而在融化階段則設置為3、0.5、0.5 ℃。具體的溫度條件可參見表2。試驗過程中，孔隙水壓力、溫度、表面位移及補水體積等數(shù)據(jù)由數(shù)采儀自動記錄，記錄時間間隔為10 min。凍融循環(huán)結束后，對每個土樣進行了相應的含水率分布測試。

表2 試驗土樣的初始條件Table 2 Initial conditions of soil samples in test

3 試驗結果及分析

3.1 凍融循環(huán)過程中土體的冷生結構

在凍結階段，砂土和粉質黏土具有不同的冷生結構。圖4為凍結過程中砂土和粉質黏土的冷生結構。由圖可以發(fā)現(xiàn)，凍結區(qū)和未凍區(qū)具有明顯不同的色調(diào)，凍結區(qū)土體的顏色較暗，而未凍區(qū)的顏色較淺。此外，粉質黏土樣凍結區(qū)存在明顯的橫向裂隙，其顏色較深，其內(nèi)部為分凝冰填充。凍結緣一般是指最暖分凝冰與凍結鋒面之間的區(qū)域，砂土在凍結階段，沒有分凝冰形成，因此，不存在凍結緣區(qū)，一般分為凍結區(qū)和未凍區(qū)。而粉質黏土在凍結階段，有大量的分凝冰形成，所以一般分為3 區(qū)：凍結區(qū)、凍結緣及未凍區(qū)。由此可見，分凝冰與凍結緣的形成與土質有著密切關系，這主要是由于不同土質具有不同的土顆粒形狀，級配及比表面積等。

3.2 孔隙水壓力變化特征及分析

3.2.1 溫度的影響

在正溫情況下，溫度的變化不會引起孔隙水壓力變化，如圖5 所示，圖中Pw3為探頭HPw3測得的孔隙水壓力，T7為探頭HT7測得的溫度?？紫端畨毫y試探頭HPw3位于砂土試樣的最下端，在凍融過程中，凍結鋒面始終沒有穿透過探頭HPw3，始終處于正溫變化范圍內(nèi)；且在整個凍融過程中基本保持不變，波動幅度較小（約為2 kPa），由此可說明測試探頭的穩(wěn)定性。

圖4 凍結過程中砂土樣SN和粉質黏土樣CN 的冷生結構Fig.4 Cryotextures of samples SN and CN during freezing

圖5 砂土樣SN 在凍融過程中的孔隙水壓力Pw3及溫度變化Fig.5 Pore water pressure Pw3and temperature during freeze-thaw cycles of sample SN

在負溫情況下，隨著凍融循環(huán)溫度周期性的變化，孔隙水壓力亦具有周期性的變化。在凍結階段，隨著溫度的下降，孔隙水壓力以下降為主；而在融化階段，隨著溫度的上升，孔隙水壓力以上升為主。圖6 給出了砂土試樣凍融過程中探頭HPw2處的孔隙水壓力Pw2及溫度T5的變化情況。可以看出，在凍結階段，隨著溫度的下降，孔隙水壓力不斷下降，由0 kPa 附近下降到約-20 kPa 左右；而在融化階段，孔隙水壓力隨溫度的升高而急劇升高，最后穩(wěn)定在0 kPa 附近。圖7 給出了粉質黏土凍融過程中探頭HPw3處的孔隙水壓力Pw3及溫度T7的變化情況?？梢钥闯?，在凍結階段，當溫度低于0 ℃時，孔隙水壓力亦出現(xiàn)大幅下降；而在融化階段，孔隙水壓力亦隨溫度的升高而升高。

溫度對孔隙水壓力的影響其實是溫度對土中冰水相變過程的影響。在凍結過程中，當溫度高于凍結點時，溫度變化并不會導致孔隙水壓力的變化，這說明此時土中不存在冰水相變過程；當溫度低于凍結點時，水開始相變成冰。由于隨著溫度的降低，土中水的毛細勢及吸附勢均減小，從而導致孔隙水壓力的下降。毛細勢主要由冰水界面曲率半徑來控制，冰水界面曲率半徑越小，毛細勢越小，孔隙水壓力越小。隨著溫度的降低，大孔隙的水先凍結，然后再試圖穿透小的孔隙，所以冰水界面曲率半徑越來越小，毛細勢越來越小，孔隙水壓力越來越小。吸附勢主要由未凍水膜厚度控制，未凍水膜厚度越小，吸附勢越小，孔隙水壓力越小。隨著溫度的降低，未凍水膜厚度越來越小，所以吸附勢越來越小，孔隙水壓力越來越小。

圖6 砂土樣SN 在凍融過程中的孔隙水壓力Pw2及溫度變化Fig.6 Pore water pressure Pw2and temperature during freeze-thaw cycles of sample SN

圖7 粉質黏土樣CN 在凍融過程中的孔隙水壓力Pw3及溫度變化Fig.7 Pore water pressure Pw3and temperature during freeze-thaw cycles of sample CN

3.2.2 凍結速率的影響

孔隙水壓力隨深度的變化而變化。深度較大處的孔隙水壓力變化幅度較大，而且周期性更加明顯，規(guī)律性更強。在砂土樣SN 凍融循環(huán)的過程中，孔隙水壓力探頭HPw1較HPw2埋藏深度?。ㄈ鐖D2 所示），孔隙水壓力Pw2隨溫度T5變化的周期性十分明顯，其變化幅度約是0～-20 kPa（如圖6 所示），但孔隙水壓力Pw1隨溫度T2變化的周期性不明顯，其變化幅度約是0～-10kPa（如圖8 所示）。由此可見，孔隙水壓力Pw2的變化幅度大于Pw1。在粉質黏土樣CN 凍融循環(huán)的過程中，孔隙水壓力探頭HPw1和HPw2埋藏深度較HPw3小，孔隙水壓力Pw3隨溫度變化的周期性十分明顯，其變化幅度約是5～-35kPa（如圖7 所示），但Pw1和Pw2隨溫度T2的周期性相對不明顯，Pw1變化幅度約是5～-25 kPa（如圖9 所示），Pw2變化幅度約是-15～-30 kPa（如圖10 所示）。由此可見，孔隙水壓力Pw3的變化幅度大于Pw1和Pw2。

圖8 砂土樣SN 在凍融過程中的孔隙水壓力Pw1及溫度變化Fig.8 Pore water pressure Pw1and temperature during freeze-thaw cycles of sample SN

圖9 粉質黏土樣CN 在凍融過程中的孔隙水壓力Pw1及溫度變化Fig.9 Pore water pressure Pw1and temperature during freeze-thaw cycles of sample CN

圖10 粉質黏土樣CN 在凍融過程中的孔隙水壓力Pw2及溫度變化Fig.10 Pore water pressure Pw2and temperature during freeze-thaw cycles of sample CN

不同深度孔隙水壓力的差異可能受凍融循環(huán)和凍結速率大小的影響。較小的凍結速率更有利于孔隙水壓力降的發(fā)育。在單向凍結過程中，土樣深度較小處，溫度梯度大，溫度變化速率快，所以此處土體的凍結速率較快。而土樣深度較大處，其溫度梯度小，溫度變化速率慢，所以此處土體的凍結速率較小。因此，深度較大處的孔隙水壓力變化幅度較大。此外，凍融循環(huán)可以導致土體結構的破壞或改變，從而影響孔隙水壓力的變化。土樣深度較小處的土體凍結速率大，經(jīng)歷凍融循環(huán)影響的程度更加劇烈，從而土體結構的破壞或改變更加嚴重，所以孔隙水壓力變化比較雜亂，規(guī)律性不明顯。而土樣深度較大處的土體凍結速率小，經(jīng)歷凍融循環(huán)影響的程度不大，土體結構幾乎不變，所以孔隙水壓力變化規(guī)律性更明顯。

3.2.3 不同土質影響

在凍結階段，隨著溫度的降低，砂土的孔隙水壓力先不變后減??；但粉質黏土的孔隙水壓力先增大后減小。如圖6 所示，當溫度大于凍結溫度時，砂土的孔隙水壓力Pw2先保持不變；當溫度小于凍結溫度時，砂土的孔隙水壓力Pw2迅速下降。如圖7 所示，當溫度大于凍結溫度時，粉質黏土的孔隙水壓力Pw3有一定幅度的增大；當溫度小于凍結溫度時，粉質黏土的孔隙水壓力Pw3亦迅速下降。

此外，在凍融循環(huán)過程中，粉質黏土的孔隙水壓力變化幅度明顯大于砂土的孔隙水壓力變化。例如在凍融循環(huán)過程中，砂土的變化幅度約是0～-20 kPa（見圖6）；而粉質黏土的變化幅度約是5～-35 kPa（見圖7）。

不同土質對孔隙水壓力變化的影響可以歸結于冷生結構的不同以及滲透系數(shù)的差異。如圖4 所示，砂土在凍結階段，沒有分凝冰形成，不存在凍結緣區(qū)；而粉質黏土在凍結階段，有大量的分凝冰形成，存在凍結緣區(qū)。凍結緣是指凍結鋒面與分凝冰之間的區(qū)域，因而它的形成與分凝冰的形成密切相關。凍結緣區(qū)及分凝冰的存在往往使得土在凍結過程中的凍脹應力增大，孔隙水壓力變化幅度增大。因為冰分凝的溫度遠低于凍結溫度，根據(jù)廣義克拉伯龍方程，較低的相變溫度則導致更大冰壓力和更小的孔隙水壓力。因此，粉質黏土的孔隙水壓力變化幅度明顯大于砂土的孔隙水壓力變化。另外，在凍結階段，隨著溫度的降低，砂土的孔隙水壓力先不變后減小；但粉質黏土的孔隙水壓力先增大后減小。在粉質黏土孔隙水壓力的增大階段，此時土體的溫度為正，所以說孔隙水的增大不是由相變引起的。而主要是由于凍結緣附近不斷生長的冰體擠壓周圍土體，使得凍結緣下方未凍土體的孔隙受到擠壓引起的。如果孔隙內(nèi)的水體來不及排出，往往導致孔隙水壓力的增加。在凍結過程中，粉質黏土有凍結緣區(qū)及分凝冰的存在，因而比砂土有更大的冰壓力，所以對周圍土體的排擠力更大；但粉質黏土的滲透系數(shù)卻小于砂土的滲透系數(shù)，更不利于水分的排出，所以，粉質黏土的孔隙水壓力在前期存在增大階段，而砂土的孔隙水壓力幾乎不變。

3.2.4 凍融循環(huán)次數(shù)的影響

隨著凍融循環(huán)次數(shù)的增加，孔隙水壓力變化幅度有越來越小的趨勢。在砂土樣SN 凍融循環(huán)的過程中，孔隙水壓力Pw1在第1 個循環(huán)過程中的變化幅度約為0～-17 kPa，而在以后的循環(huán)過程中其變化幅度約為0～-10 kPa（見圖8）；孔隙水壓力Pw2在第1 個循環(huán)過程中的變化幅度約為0～-24 kPa，而在以后的循環(huán)過程中其變化幅度約為0～-10 kPa（見圖6）。在粉質黏土樣CN 凍融循環(huán)的過程中，孔隙水壓力Pw1在第1 個循環(huán)過程中的變化幅度約為0～-30 kPa，而在以后的循環(huán)過程中其變化幅度約為0～-15 kPa（見圖9）；孔隙水壓力Pw2在第1個循環(huán)過程中的變化幅度約為0～-35 kPa，而在以后的循環(huán)過程中其變化幅度約為-10～-25 kPa（見圖10）；孔隙水壓力Pw3在第1 個循環(huán)過程中的變化幅度約為5～-35 kPa，而在以后的循環(huán)過程中其變化幅度約為-5～-30 kPa（見圖7）。

凍融循環(huán)次數(shù)對孔隙水壓力的影響反映了孔隙水壓力與土的物理力學性質之間的相互作用關系。一方面孔隙水壓力的變化可能是促成土體結構及物理力學性質變化的重要因素之一。凍結過程中孔隙水壓力下降將會引起有效應力增加，從而導致凍結過程中土體發(fā)生固結，孔隙比減小；另一方面土體物理力學性質變化亦影響孔隙水壓力的變化。凍融循環(huán)使得土體的結構及物理力學性質向著某一個方向發(fā)生改變，這種改變使得孔隙水壓力變化幅度隨著凍融循環(huán)次數(shù)的增加有著越來越小的趨勢。但其具體的量化關系還不明確，還需要進一步系統(tǒng)地研究。

3.3 凍融循環(huán)過程中的水分遷移

在凍融循環(huán)過程中，砂土和粉質黏土均存在著一定量的水分遷移，粉質黏土的補水速率大于砂土的補水速率。圖11為凍融過程中砂土樣SN與粉質黏土樣CN 補水體積隨時間的變化。從圖中可以看出，砂土在凍融循環(huán)過程中（共311 h）共補水232.6 cm3，平均補水速率為0.012 5 cm3/min；粉質黏土在凍融循環(huán)過程中（共 260.3 h）共補水392.8 cm3，平均補水速率為0.025 2 cm3/min。此外，凍融循環(huán)后，土樣的含水率分布也進一步間接地表明，土在凍融循環(huán)過程中存在著水分的遷移。圖12為凍融過程后砂土樣SN 及粉質黏土樣CN 的含水率分布圖。由圖中可以發(fā)現(xiàn)，無論是砂土還是粉質黏土樣都存在著一定的含水率梯度，尤其是粉質黏土。砂土樣的含水率梯度較小，上端凍結區(qū)含水率最大約為20%，下端未凍區(qū)的含水率最小約17%。粉質黏土樣的含水率梯度較大，上端凍結區(qū)含水率最大約為30%，下端未凍區(qū)的含水率約15%，而凍結緣區(qū)（約在土樣4 cm 處）的含水率最小，約為15%。土樣上端含水率的增大主要是由于凍結過程中水分由未凍區(qū)向凍結區(qū)的遷移所導致。

在凍結過程中，水分的遷移主要是為凍結緣或凍結鋒面附近冰相的形成供給水分。由于粉質黏土在凍結過程中有大量分凝冰形成，而砂土只有孔隙冰形成，所以在凍結過程中粉質黏土比砂土需要更多的水分補給，因而在凍融循環(huán)的過程中，粉質黏土的補水速率大于砂土的補水速率。此外，由于凍結鋒面或凍結緣附近的孔隙水壓力降大于其上凍結區(qū)的孔隙水壓力降（比如砂土Pw2的孔隙水壓力降大于Pw1的孔隙水壓力降）；而且相變的過程（冰的累積）主要發(fā)生在凍結鋒面或凍結緣附近，所以說凍融循環(huán)過程中凍結鋒面位置附近孔隙水壓力的下降是導致水分由未凍區(qū)向凍結區(qū)遷移的主要驅動力。

圖11 凍融過程中砂土樣SN與粉質黏土樣CN補水體積隨時間的變化Fig.11 Variation in volume of supply water with time during freeze-thaw cycles of samples SN and CN

圖12 凍融過程后砂土樣SN及粉質黏土樣CN的含水率分布Fig.12 Distributions of water content of samples SN and CN after freeze-thaw cycles

3.4 凍融循環(huán)過程中試樣的變形

在凍融循環(huán)過程中，通過位移計監(jiān)測了砂土和粉質黏土樣的高度變化?？傮w上，砂土和粉質黏土樣的高度均隨著凍融循環(huán)次數(shù)的增加而減小，減小速率越來越小，最后幾乎穩(wěn)定在某一高度。如圖13所示，砂土樣的高度在11 個凍融循環(huán)過程中共減少了約7 mm，其中第1 個循環(huán)中減少約3.5 mm；而粉質黏土樣的高度在10 個凍融循環(huán)過程中共減少了約2.5 mm，其中第1 個循環(huán)中約減少了1.0 mm。應注意的是，砂土和粉質黏土樣的高度的減小主要發(fā)生在融化階段。

此外，砂土樣的高度和粉質黏土樣的高度變化有所差異。砂土樣在凍結過程中高度沒有明顯的增大（即凍脹），反而略有減小。而粉質黏土樣在凍結過程中高度明顯的增大，但凍結階段的凍脹量一般小于融化階段的融沉量，如圖13 所示。

圖13 凍融過程中土樣高度隨時間變化Fig.13 Change in height with time during freeze-thaw cycles of samples

土樣的高度經(jīng)過多次凍融循環(huán)以后趨向于某一定值，即：相應的土樣的干密度也趨向于某一定值。可以利用下面的計算公式計算獲得土樣不同循環(huán)周期后的干密度 ρd：

圖14 土樣干密度隨凍融循環(huán)次數(shù)的變化Fig.14 Variations in dry density of samples SN and CN with the number of freeze-thaw cycles

4 孔隙水壓力探頭有效性分析

土在凍結過程中的孔隙水壓力測試技術一直是凍土研究的重點難點。Takagi[18]提出了一個未凍水膜壓力測試的概念模型，設想理想化的張力計內(nèi)部充滿純凈水，內(nèi)部的純凈水通過一個理想化的半透膜和冰水界面處的未凍水膜連接，該半透膜只允許水分穿過，不允許溶質穿過，當達到熱力學平衡時半透膜內(nèi)、外壓力平衡，從而通過測試純水的壓力便可知道未凍水膜的壓力。因此，設計的關鍵是如何選取合適的半透膜材料和傳導介質。在融土的室內(nèi)及場地試驗中，一般把純水作為力的傳導媒介，而陶土板作為良好的半透膜材料被應用于實踐。Fukuda[19]利用純凈水作為傳播媒介測得了凍結過程中巖石未凍土段的孔隙水壓力。但在負溫的環(huán)境下探頭中的水分往往發(fā)生凍結相變成冰，從而失去了壓力傳導的能力，所以應用水分作為壓力傳遞媒介通常獲取不到凍土土樣的孔隙水壓力值。為了解決這個問題必須尋找新的替代壓力傳遞的媒介。新的介質必須滿足兩個條件：①在負溫環(huán)境下不凍結，只有這樣才能保證力的傳導機制；②新的介質不能自由穿過陶土板進入土樣干擾土樣的局部水分場和力場。研究人員測試了很多介質[20]，認為酒精可以作為合適的替代品。Eigenbrod 等[9]用酒精溶液代替水來作為孔隙水壓力探頭的傳播介質，測量了凍融過程的孔隙水壓力值。

本文的孔隙水壓力探頭是在前人既有研究成果的基礎上設計的。其測得的孔隙水壓力變化（在凍結階段下降，在融化階段上升）完全滿足人們對凍土已有的認識。另外，其變化趨勢及大小也與已有的研究成果極其相似[7,9,20]。因此，可以認為本文的孔隙水壓力探頭設計是有效的和實用的。

5 結 論

（1）基于前人研究的基礎上，筆者設計的孔隙水壓力探頭是有效的和實用的，其測得的孔隙水壓力變化可反映凍融循環(huán)過程中水分的遷移現(xiàn)象。

（2）凍融循環(huán)過程中的孔隙水壓力變化受多種因素的影響。在含水率一定的條件下土樣孔隙水壓力主要受溫度、凍結速率、土質及凍融循環(huán)次數(shù)等因素的影響。

（3）孔隙水壓力隨溫度的周期性變化而變化，在凍結階段下降，而在融化階段上升。凍結鋒面或凍結緣附近深度的孔隙水壓力下降幅值最大，而且規(guī)律性最明顯；因凍結緣及分凝冰的形成，粉質黏土的孔隙水壓力降大于砂土的孔隙水壓力降。隨著凍融循環(huán)次數(shù)的增加，孔隙水壓力變化幅度有越來越小的趨勢。

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