1、不同饱和黏性土渗透系数预测方法的应用与对比苏金朵(广东核力工程勘察院 广东省 广州市 5 1 0 0 0 0)作者简介苏金朵(1 9 8 2年),女,大学本科,地质实验测试助理工程师,研究方向:地质实验测试。摘 要 渗透系数是水文地质研究、工程地质研究以及与岩土工程有关的建筑构造工程中非常重要的参数与分析数据。低渗透土质的结构和介质复杂,灵活多样,在实际的场地应用当中,场地的面积尺度,所处地域的条件状况,当地的水文地质条件以及介质的扰动程度都会对渗透系数的数值产生相应的影响和作用。试验人员可以利用土壤当中元素的化学示踪方法,各种室内渗透技术试验和场地状况的经验公式来计算和估计黏土的垂向渗透系数
2、和纵向渗透指数。垂向渗透系数和纵向渗透系数可以反应各种填土厚度的渗透性能,预测土壤不同空隙含水量的渗透时间来测定黏土样本的室内室外实验参数数据,提供地面的土壤渗透系数,说明黏土的不同化学物理性质下预测方法的差异性和预测性。饱和土是分析土坡稳定性或填土等工程问题的重要的参考系数。它的测定可以由常规的渗透实验直接测得。非饱和土的渗透系数由于其基质吸引力的特别,需要用其他的方法进行测定。本文通过具体的实验和详细的理论,在充分地结合后,测量出来了不同密度系数下各种饱和土的渗透特性,利用各种面压板等实验仪器对其进行综合的测量与评估,分析了各种情景条件下不同种类饱和土的渗透系数的详细测量方法,并且记载了详
3、实的实验数据以充分记录和描述。关键词 饱和黏性土;渗透系数;特征曲线 1.引言1.1研究现状及意义低渗透粘土是污染环境的化学物质运输转移、咸水下渗及其地面凹陷等的首要基层土壤。其会被作为裂隙水的纯天然维护屏障。依据它较低渗透性,并被当成核废料处理及其C O2的关键存储场地。在远古自然环境中,孔隙水因为在低渗透粘土中可流动性极差,或者说不可以流动,所以孔隙水作为传播的信息主要媒介,在最大程度上保留了一部分的远古时期古自然环境信息。饱和状态渗透指数(K)是低渗透粘土孔隙水流动性、运移及其盐和水互相影响的有效性指数值,是凸显低渗透介质渗透特点的主要参数之一。最为多见的低渗透介质的K的明确方式可以区分
4、为3种种类:(1)化学示踪法;(2)房间测验法;(3)经验公式法。化学示踪法通过对已知通量和具体流速的测量来计算K,是一种比较麻烦获得低渗透介质K的方式(常见于猜测分析土壤厚层黏性土长时域和频域的渗透特点);房间测验法是使用房间内测试设备获得低渗透介质K的一种方式;经验公式法在欠缺测试数据的情形下,通过现有的科研成果的检验方法,大致判断出将要测定的测低渗透介质的K。又因为土壤层的岩层比起其他某些关键数据来说更容易获取,所以在选择多孔结构介质相关物理知识理论及液体物理学的关键参数推测分析K,也是现代工程项目及全球科研中较常用的关键方法之一。不过,精确测定低渗透性粘土的K值相当难,而且因研究人员和
5、方法也有所不同,得到的低渗透性介质的K之间也可能不同。而经过比较低渗透性黏土的实际测试参数和理论示踪模拟剖面后,低渗透性黏土K的室内试验方法应用面积和试验范围都较广,一般K测试区间在1 0-1 7 1 0-5 m/S左右;对部分土壤局部裂缝和表面风化作用带显露,是一个很良好的现象。通过总结比较多种K的经验公式,科泽尼卡曼教授认为采用稠度指标修正法和S t o k e s经验公式s所估计黏性土的K粒度、液塑极限、孔隙比(e)等黏土数值,就是直接影响K的关键参数。虽然此类的研究数据很多,研究尺度较深,但是因为其结构多样性,所以现实操作中,场地的选择、介质的振动频率等不同因素均成为对K确定方法的选择
6、关键原因,并且还需要设置不同的假设。学习K的三种不同预测方法会帮助研究人员更清晰地知道每种方法的优越性和不足,可以为今后选择不同低渗透介质类型K的计算应用方法提供更好的科学依据和参考价值。受气候和湖泊涨落等自然灾害的影响,合肥平原自晚第四纪以来堆积了一层厚厚的湖底粘土。对于水陆交互层,堆积的厚粘土层和湖泊相层为饱和粘土渗透系数估算方法的比较提供了基础条件。因此,本文以合肥湖平原GH 1孔第四系饱和粘性土为例,结合实际检测,分析表层粘性土的常见的相关数据。1.2数据来源文中以合肥市丘陵地形02 5 0mGH 1孔为例,该孔围绕第四纪沉积层:2 4 9.92 2 2.6 m,上新世末期江河湖泊相堆
7、积,被红色和黄色黏土堆积所占据;660DOI:10.16631/15-1331/p.2022.06.0332 2 2.61 2 9.6 m,早新世湖水与江河相互动式重叠,岩性由红色黏土和粉砂质黏土所组成,其中有夹厚层淡黄色黏土质粉砂;1 2 9.66 9.9 m,中新世广泛平原累积层,末尾可见湖相累积层,下边为第二承压裂隙水,上方以淡灰色黏土和黏土质粉砂互层;6 9.94 0.1 m,晚新世前期的末次间冰期,M I S 5期,被灰色粉砂和黏土互层的湖相沉积层所占据;4 0.13 1.1 m,晚新世冰期,M I S 4阶段,岩性为土黄色黏土;3 1.12 3.4 m,晚新世湖侵沉积层,M I S
8、 3阶段,岩性为灰色粉砂和黏土,还会带着一些贝壳、珍珠等杂质;2 3.42 1.2 m,晚新世末次冰期,M I S 2阶段,灰色粉砂层,带有很多的珍珠贝碎渣;2 1.20m,全新世湖相沉积层,岩性为土黄色粉砂质黏土。中更新世中后期,湖平面升高,产生了合肥丘陵第一次湖侵事件,危害范围较小,水平较差。晚更新世阶段发生了第二次规模性的湖侵,至今已有约1 2 06 9 K a和4 52 5K a,危害范围可达合肥丘陵中西部一带。进入全新世,温度迅速上升,湖平面图持续增长,1.30.6K aB P湖面较高,8.57.3K aB P、5.34.5K aB P和2K aB P前后左右湖面较低,4.63.8K
9、 aB P湖湖岸线一直在东岗周边,直到NO.1 1 2 8河夺淮入湖,湖岸线东迁速率加速,湖泊快速往东褪去,产生了现今的合肥沿湖平原区。2.研究方法2.1间接测量法间接测量法是根据土壤当中空隙的位置、大小以及土壤成块的大小方式形状以及含水量等直观的物理形态,从各种理论的公式和测量方法对各种渗透系数的大小进行细致的测量与研究,然后对其进行适当的预测。间接测量法主要包括:间接测量法,宏观法,模型法等等。2.2直接测量法直接测量法是根据各种饱和渗透系数实验测量土壤的空隙当中含水量的多少以及含水压力、含水率等去测量土壤当中的渗透系数。直接测量法有稳态法和非稳态法,区别是土壤当中由于含水量,空隙中含有水
10、分的多少以及水分压力指数等数据的不同而造成的水力梯度的变化是否会随着时间的变化从而上升或者下降。直接测量法测量各种饱和渗透系数的成本比间接测量法要高,而且耗费的时间更多,经济成本也更高,但是直接测量法所测得的渗透系数更加可靠,更能够运用到后面的实验当中,也值得去进行推广和实践。3.饱和黏性土渗透系数预测方法3.1化学示踪法3.1.1边界设定与初始值设定依据黏土截面 2 0 O左右极限的浓度值特征分布,根据D a w i d方程式创新一种属于一维垂向物质浓度运移模仿,获得了黏土孔隙水 2 0 O的运移时效再加上基本主要数据,预测分析黏土截面的透水率。因为黏性土的透水性很低,约1 0-1 11 1
11、-1 2 m/s,设定黏土孔隙水达到垂向运移,假设充分考虑浓度值差是有机化学示踪剂法应用的必要条件,因而文中挑选08 0 m作为有机化学示踪剂法的科学研究数据,湖相层孔隙水的C l-、B r-及 2 0 O十分聚集,部分贴近规范湖水值,且C l-/B r-参考值为7 0.62 9 8.3(平均值2 6 3.5,规范湖水约为3 0 8),标示更新改造后的湖水是黏性土孔隙水来源之一。浅表层02.0m,孔隙水 2 0 O遍布在-6.0左右,孔隙水发生消除;2.06.3m,2 0 O慢慢偏正,具备显著的垂向自由扩散,表明全新湖水撤出后,因为中后期空气降雨的稀释液功效,黏土截面顶端也存有相当浓度的热对流
12、扩散自由性;6.32 6.5m,2 0 O遍布在-1.5周围,变化尺度小,小于湖水值,表明湖水在进入黏土层之前有一定的概率发生过某些物理变化全程,比如蒸馏,凝结。倘若黏性土孔隙水与堆积物在同一时期堆积,晚新世第2次湖侵完毕,至今已有约2 3K a湖水全部退出科学研究区,而堆积截面 2 0 O寻找不到一切湖退的印痕,标示GH 1孔06 5m储存的孔隙水来自近期的湖侵,即全新世的湖侵,可以说明堆积物并不是同一时期。总的来说,全新世湖水撤出科学研究区以前,主要是粘土孔隙水与下伏承受压力裂隙水的物质浓度转移,之后,全新世湖水迅速推出科学试验区,黏土层的上线发生变化,导致上方和下边各自物质浓度的蔓延转移
13、。但是,因为不确定性粘土孔隙水的转移時间及潮退始时,所以需要根据土孔隙水 1 9 0的转移,结合相关方程,通过C O F D S L 4.4软件进行河中相关物质浓度转移进行模仿(图1),并综合考虑全新世湖泊的短暂海退。上段:作者假设上边界(22.9 m)与稳定的常浓度边界相似,将空气降水的常浓度边界定为-6.5,下伏黏性土孔隙水默认值设置为-1.5;下段:晚新世初始孔隙水均被全新世湖进阶段的湖水更换黏土壤层3 6 7 m,与 2 0 O值趋向一致,因而以3 6 7 m为界线,上方粘土孔隙水(13 7760 水文地质、环境地质、工程地质m)默认值设置为为-6.8,下边界为承压含水层定浓度边界(7
14、 5.09 5.6m,-6.8)。图1 戴维方程式创建一维垂向物质浓度运移仿真模拟3.1.2建立渗透系数曲线因为黏土孔隙水获取方式繁杂,水流量较少,年纪基本相同,采用有机化学示踪剂法不但可以估测分析黏土的K,还可以推导孔隙水的年纪。笔者认为孔隙水浓度含量拥有曲线图式的垂向变化性,物质浓度的转移方法以蔓延为主导。倘若GH 1孔 2 0 O的运移方法是分子扩散,融合以上界限和状态变量,进行仿真模拟时,2 0 O的垂向基础理论运移浓度值曲线结果显示与戴维方程相同,当运移時间为9 0 0a和5 0 0 09 0 0 0a时,GH 1孔上段和下段基础理论曲线图和实测值符合。科学研究区第一承受压力含水层和
15、第二承压含水层的测压水位线各自为-6.3 m和-1 9.8 m,相对应的水力梯度约为0.5 2。孔隙度取垂向均值为0.4,孔隙水的主要扩散方式为自由扩散,结合方程,通过D a r c y规律计算周围黏土的垂向K大于2.61 0-1 0m/s为K之上,小于8.21 0-1 1m/s为K之下。并且以9 0 0a和5 0 0 09 0 0 0a分成周围黏土孔隙水运移的時间,研究不一样段孔隙水透水率(渗进水的流速)对 2 0 O基础理论垂向遍布的影响。建立首先采用变压法进行测定黏土在不同的含水量以及空隙大小等的状态下的饱和渗透系数,经过多次的实验,剔除缺陷数据的影像以及排除无关数据的干扰,保留有效的数
16、据,进行进一步的统计分析与研究,进行平均数,中位数,方差的求取,得出渗透系数的研究数据,其中渗透系数的平均值可以作为测量土壤的样本在不同的土壤密度及含水量或土壤缝隙不同的条件下的所取得的测量土壤样本的达标值与代表值。对压力板等测量的仪器进行进一步地改造,使其可以在不同的土壤条件下进行更加详细的调查与研究,获得更加精密的实验数据,以便进行更加准确的分析与研究。通过更换刻度管的方式,以提高实验仪器的精度,使实验的数据更加可靠。结合实验的达奚定理,通过缩小所取得的土壤样本的缝隙以及土样的横截面积的大小,达到土壤水分溢出平衡的目的,起到对水土特征曲线同步测量的目的,使实验的过程更加精确,且减少了实验的步骤。将上述步骤当中所获得的实验数据与计算数据结合起来,进行进一步的加重处理以便总结和分析。基于各种饱和的渗透系数和土壤渗透系数以及对水分压力的分析,进行对比以便总结不同饱和状态下水分系数的特征曲线数据。结合所选用的渗透系数预测分析模型以及变形土值水分系数的结合分析,用实际测量的数据对该预测进行验证和分析,从而得到相关的研究结论。3.2房间试验法房间内测试一般有两种方法,变水头法和定水头法。在测试
