3.3 影响土体冻胀的因素

土体冻胀可分为原位冻胀和分凝冻胀。孔隙水原位冻结，造成体积增大9%，但由外界水分补给并在土中迁移到某个位置的冻结，则体积将增大1.09倍。所以开放系统饱水土中的分凝冻胀是构成土体冻胀的主要分量。分凝冻胀的机理包括两个物理过程：土中水分迁移和成冰作用。决定土体冻胀的主导因素是土中的热流和水流状况，而土质、土中溶质成分、含水量及补给条件、冻结强度、负温及外界压力在不同程度上改变冻胀的强度和速度。

3.3.1 土质对冻胀的影响

1.土的粒度组成对冻胀的影响

土的粒度组成是指土固体颗粒的形状、大小以及它们之间的相互组合关系。这些组合关系决定着土的结构特征。土颗粒同水相互作用的关系，决定着土具有不同的冻胀变形能力。实际上，自然界除岩石外，所有分散性土都具有冻胀性，饱和的砂砾石层，假若冻结深度为1m，其冻结量可达40cm左右，粗颗粒土变成与黏土、粉土一样有冻胀危险。

从研究是否能够引起水分迁移的角度，土颗粒的直径显得极为重要。颗粒直径大于0.1mm的土，在冻结过程中不存在水分迁移问题。但有些学者则认为不引起水分迁移的颗粒直径尺寸可降到0.074mm。一些资料表明，颗粒直径为0.05～0.1mm的纯净细砂，在饱水情况下冻结，其冻胀率小于1.4%。

从土的骨架粒径上看，粒径尺寸d与土体冻胀有如下关系：

（1）d≥0.01mm时，冻结过程中不发生水分迁移，在冻结锋面没有水分聚集的冰夹层。

（2）0.05mm≤d<0.1mm时，冻结过程产生轻微的水分迁移，在冻结锋面有水分聚集现象，尤其在开敝型冻结时，会出现弱冻胀。

（3）0.002～0.005mm≤d<0.05mm时，在冻结期间水分迁移非常剧烈，在冻结锋面可形成很厚的冰夹层或冰透镜体，表现出极强冰胀性。

（4）d＜0.002～0.005mm时，在冻结期间水分向冻结锋面迁移极少或不发生。

2.矿物成分对冻胀的影响

土的矿物成分包括原生矿物、次生矿物和腐殖质。对于粗颗粒土来讲，不存在矿物成分对冻胀的影响。只有在粉质土、黏性土之类的细颗粒土中，矿物成分与冻胀的关系才能明显地表现出来。

黏性土的矿物成分是次生矿物，主要有蒙脱土、伊利石和高岭土。它们对黏性土冻胀的影响，主要取决于矿物颗粒表面的吸附水的能力。蒙脱土具有较高的离子交换能力，它能够牢固地吸附着较多的水分，降低了毛细管的导水性，从而这类土的冻胀性减弱。高岭土的离子交换能力较弱（不超过蒙脱土的10%）、颗粒表面吸附的水膜有较大的移动性，因而这类土的冻胀性较大。水云母的矿物颗粒表面活性介于上述两种矿物之间。

根据黏性土矿物的类型，其冻胀性大小如下：高岭土＞伊利石＞蒙脱土。

3.土的密度对冻胀的影响

土的密度对冻胀的影响，首先要看未冻土时土中含水量是否达到饱和，即土体是处于三相还是两相介质的状态。

在土体总含水量一定时，对于三相状态的土体来讲，土体密度增大，孔隙率减少，相应的饱和度随之增大，土体的冻胀性增大。并且在某一“临界密度”时，冻胀量达到最大。这个“临界密度”恰好形成土颗粒间紧密适中，水分迁移的条件最佳。对于黏性土来讲，根据《土的冻胀及其对建筑物作用》相关学者的研究，该“临界密度”可用下式表示：

式中 γ_dc——临界密度，kg/m³；

γ _dH——土的最佳密度，即标准压实时的最大密度，kg/m³。

当土的密度继续增加，土体处于两相介质的状态时，随着土的密度增大，水分迁移量逐渐减少，从而冻胀量也在减少。当土的密度γ_dc>1600kg/m³时，土的冻胀量很小或不发生冻胀。

3.3.2 土中水分条件对冻胀的影响

土中水分含量与条件是引起土体冻胀的关键因素。土体是否发生冻胀，含水率都有一个界限，只有超过这个界限后，土中水相变成冰体积膨胀才能产生土体冻胀，这个界限含水率称为起始冻胀含水率。土中含水率小于起始冻胀含水率时，土中的原驻水是“冻而不胀”，其原因是在这种含水率的情况下，水相变成冰体积膨胀填充了土的孔隙，地表层并不显示隆起。根据中国科学院冰川冻土所吴紫汪研究员的试验，几种典型土的起始冻胀及安全含水率见表3.4。

图3.6 土体冻结强度与含水量间的关系图

1—砂土；2—粉质黏土；3—含黏性充填的砾石土；4—粉质黏土

不同土体冻结强度与含水量之间的关系曲线如图3.6所示。

3.3.3 外界负温对冻胀的影响

负气温是引起土体冻胀的外界条件，土体的冻结过程伴随着土中温度的变化过程。外界的负气温通过与土体的各相介质的热交换，使得土体温度下降。每一种土质都有各自的起始冻结温度，土体的冻结温度与土颗粒分散度、矿物成分、含水量以及水溶液浓度有关。土体开始冻结并不意味着冻胀，而引起冻胀的温度要比起始温度低些。一般塑性黏土的平均冻结温度为-1.2～-0.1℃，而起始冻胀温度比冻结温度低0.2～0.8℃。土体冻结温度随含水率的增大而提高，含水率越小，冻结温度越低。

黏土、亚黏土、中粗砂等虽土质不同，但其在封闭型冻结时，土体冻胀随土体负温度变化所显现的规律相似，都有土体冻胀率随土温降低而激烈地增长阶段、增长缓慢阶段和停止增长阶段，如图3.7所示。

由图3.7可知，对于黏性土来讲，土中温度从起始冻结温度到-3℃左右时，是冻胀激烈增长阶段，这个阶段所产生的冻胀量约占最大冻胀量的70%～80%；在土温-7～-3℃范围，冻胀增长缓慢阶段，这段冻胀量增长占最大冻胀值的15%～20%；当土中温度低于-10～-7℃以下时，基本上不再发生冻胀，在这区段的土体冻胀量最多占最大冻胀值的5%以下。

图3.7 土体冻胀率与土温的关系

○—黏土，ω=44.6%；●—亚黏土，ω=37%；×—中粗砂，ω=20.7%

对于中粗砂，上述三个区段的土温大约为-1～0℃、-2～-1℃、-3～-2℃。土温在第三温度区段时，砂土的冻胀为0，亚黏土为2%，有的黏土可达11%。

根据苏联试验资料记载，各类黏性土的冻胀结束温度t_s见表3.5。

冻结速度对土体冻胀的影响更为明显，如果土体冻结速度过快，土中水分来不及迁移，导致冻胀率下降；如果冻结速率缓慢，水分向冻结锋面迁移时间长，迁移量大，导致冻胀率大，如图3.8所示。

图3.8 土体冻结速率与冻胀率的关系

3.3.4 外界压力对土体冻胀的影响

对于正冻土或已冻土来讲，外界压力将破坏冻土中冰与未冻水的平衡，从而使得土体冻胀量减少。具体表现在以下几个方面：

（1）外界压力作用，致使土颗粒间的接触压力增大，已冻冰晶在压应力的作用下部分融化，只有在更低的温度下才会重新结冰，降低了土中的水冻结的冰点。

（2）在外界压力作用下，颗粒间巨大的接触应力，致使未冻水含量增加，且使未冻水由高应力向地应力区转移，而重新结晶。

（3）外界压力作用影响了土中水分迁移的“抽吸力”，致使未冻土层中水分向冻锋面迁移量减小。

综上所述：外界压力对地基土冻胀有一定的抑制作用，故而土体产生冻胀量减小。土体的冰胀与外界压力之间的关系，如图3.9和图3.10所示。

图3.9 外部压力对土体冻胀的影响

1—砂土；2—亚黏土

图3.10 饱水黄土冻胀率随外部压力而变化图（图中各点数据为相应的冻结速率）