凍土的工程性質(zhì)及病害防治

目錄TOC\o"1-2"\h\z\u第一章凍土的形成及其分布 21.1凍土的形成 21.2凍土的分布 41.3大小興安嶺的多年凍土 6第二章凍土的分類及其各種性質(zhì) 182.1凍土的分類 182.2凍土的物理性質(zhì) 212.3凍土的熱學(xué)性質(zhì) 282.4凍土的力學(xué)性質(zhì) 29第三章凍土的工程性質(zhì)及地基設(shè)計(jì)原則 333.1季節(jié)性凍土的工程性質(zhì)及地基評(píng)價(jià) 333.2多年凍土的工程性質(zhì)和地基評(píng)價(jià) 353.3季節(jié)性凍土地區(qū)地基設(shè)計(jì)與防凍害措施 363.4多年凍土地區(qū)地基設(shè)計(jì)的基本原則 383.5凍土工程地質(zhì)勘察基本要求 39第四章多年凍土區(qū)道路常見工程地質(zhì)及病害成因分析 414.1多年凍土地區(qū)常見的工程地質(zhì)問題 414.2多年凍土公路常見的病害成因與分析 424.3多年凍土區(qū)鐵路常見的病害 43第五章多年凍土區(qū)道路常見的病害防治方法 465.1多年凍土區(qū)公路凍害的防治方法 465.2多年凍土區(qū)鐵路凍脹病害的整治措施及其原理 485.3凍土地基的防融沉措施 495.4季節(jié)性凍土基礎(chǔ)工程防凍脹措施 50第六章凍土地基的處理 506.1凍土地基工程的施工方法 506.2凍土地基的防護(hù) 506.3凍土地基的處理的宗旨 516.4凍土地基的常見的幾種處理方法 51參考文獻(xiàn)： 63第一章凍土的形成及其分布1.1凍土的形成凍土是泛指在含水的表土層或基巖，當(dāng)溫度降至結(jié)冰溫度(一般為0℃)或更低時(shí)，使大部分水凍結(jié)，并膠結(jié)了固體顆粒，或充填巖層的裂隙。這些被凍結(jié)了的土或巖石統(tǒng)稱凍土。1.1.1地下水對(duì)凍土形成的影響凍土形成的過程，實(shí)質(zhì)上是土中水結(jié)冰并膠結(jié)固體顆粒的過程。土中水的凍結(jié)與普通凈水的凍結(jié)有著一些不同的特點(diǎn)，諸如：凍土中存在著未凍水、凍結(jié)后物理性質(zhì)的變化等。要了解這些特點(diǎn)，必須先了解土顆粒與水的相互作用。土顆粒表面帶負(fù)電荷，當(dāng)水和土粒接觸時(shí)．就會(huì)在這種靜電引力下發(fā)生極化作用，使靠近土粒表面的水分子失去自由活動(dòng)的能力而整齊地、緊密地排列起來，距土粒表面越近，靜電引力強(qiáng)度越大，對(duì)水分子的吸附力也越大，而形成—層密度很大的水膜，叫作吸附水或強(qiáng)結(jié)合水。離土粒表面稍遠(yuǎn)，靜電引力強(qiáng)度減小，水分子自由活動(dòng)能力增大，這部分水叫薄膜水或弱結(jié)合水。再遠(yuǎn)則水分子主要已受重力作用控制，形成所謂毛細(xì)水(一般歸屬于弱結(jié)合水的范圍)。更遠(yuǎn)的水只受重力的控制，叫重力水(自由水)，就是普通的液態(tài)水。綜上所述，土中水一般可分為吸附水，薄膜水和自由水三種。以吸附水和薄膜水組成的結(jié)合水。結(jié)合水的密度增大，冰點(diǎn)降低。其中吸附水的厚度只有幾十個(gè)水分子厚，比重為1.2～1.4，最低冰點(diǎn)為—186℃，呈不流動(dòng)狀態(tài)，它在土層的總含水量中占約為0.2～2％。薄膜水的比重也大于l，冰點(diǎn)低于0℃，一般在—20～30℃時(shí)才全部凍結(jié)。在凍結(jié)法鑿井的條件下，大部分薄膜水被陳結(jié)。未被凍結(jié)的水稱末凍水。薄膜水的顯著特征是能直接從一個(gè)土粒表面遷移到另一個(gè)土粒表面，這種移動(dòng)是緩慢的，而且只能從厚膜向薄膜移動(dòng)。自由水存在于上坡或巖石的孔隙中，它與普通的水相同，服從重力定律，能傳遞靜水壓力，比重—般為1，在—個(gè)大氣壓下其冰點(diǎn)為0℃。凍結(jié)法鑿井時(shí)主要是凍結(jié)自由水，它在地層中含量的多少，直接影響著冷量的消耗、凍結(jié)速度和凍土強(qiáng)粘土的顆粒小且成片狀，其結(jié)合水的含量最多，而砂土則次之，粗砂、礫石層或裂隙巖層則絕大部分為自由水，結(jié)合水可忽略不計(jì)。末凍水含量與溫度、地下水pH值、壓力有關(guān)。凍土中末凍水的存在對(duì)凍土的強(qiáng)度和熱物理性質(zhì)有著極大的影響。例如，在同樣的負(fù)溫和同樣的含水量情況下，凍結(jié)砂礫的強(qiáng)度就要比凍結(jié)粘土的強(qiáng)度高。這是由于砂礫中的水幾乎全部凍結(jié)成冰，把土粒牢固地膠結(jié)在一起；而在粘土中則存在著相當(dāng)數(shù)量的未凍水，土粒被膠結(jié)的程度差，所以強(qiáng)度就低。1.1.2巖土中水凍結(jié)過程實(shí)驗(yàn)表明，土中水凍結(jié)過程曲線(土凍結(jié)時(shí)某一點(diǎn)的溫度變化)大致可分為五個(gè)階段：如圖1-11－冷卻段：向土層供給冷量后，在初期使土體（包括土粒、水和氣）逐步降溫以致達(dá)到水的冰點(diǎn)；2一過冷段：土體降溫至0℃以下，但自由水仍不結(jié)冰，產(chǎn)生水的過冷現(xiàn)象；3一溫度突變段：水過冷以后，只要一開始結(jié)晶，就有結(jié)冰潛熱放出，溫度迅速上升；4一凍結(jié)段：溫度升至0℃或其附近后穩(wěn)定下來，土體孔隙中的水便發(fā)生結(jié)冰過程，使土膠結(jié)為凍土；5一凍土繼續(xù)冷卻段：隨著溫度的降低，凍土強(qiáng)度逐漸增高。在整個(gè)凍土形成過程中．水變成冰的凍結(jié)段是最重要的過程．它是使土的物理力學(xué)性質(zhì)發(fā)生質(zhì)變的過程，也是消耗冷量最多的過程。開始凍結(jié)的溫度稱為起始凍結(jié)溫度，其值取決于水溶液的含鹽濃度。含鹽量越大時(shí)，起始凍結(jié)溫度越低。一般在含水豐富的砂礫層起始凍結(jié)溫度約為0℃；在亞砂土和粘土約為—0.03～—0.2℃或更低。在凍土的形成過程中，往往伴生著水的過冷現(xiàn)象和水分遷移。在結(jié)冰之前，若水中沒有結(jié)晶核，則水溫低于0℃仍不結(jié)晶，就產(chǎn)生過冷現(xiàn)象。過冷溫度的數(shù)值取決于冷卻情況。當(dāng)溫度梯度大時(shí)，僅在水結(jié)冰的初期才可能產(chǎn)生。開始結(jié)冰以后，這種現(xiàn)象就不再發(fā)生或很不明顯了。土層凍結(jié)時(shí)發(fā)生水分向凍結(jié)面轉(zhuǎn)移的現(xiàn)象，即所謂水分遷移。由于土粒間彼此的距離很小，甚至互相接觸，所以相鄰兩個(gè)土粒的薄膜水就匯合在一起形成公共水化膜。在凍結(jié)過程中，增長著的冰晶不斷地從鄰近的水化膜中奪走水分，造成水化膜的變薄。而相鄰的厚膜中的水分子又不斷地向薄膜補(bǔ)充。這樣，依次傳遞就形成了凍結(jié)時(shí)水向凍結(jié)面的遷移。由于分子引力的作用，變薄了的水膜也要不斷地從自由水中吸取水分，這就使凍土的水分增大。水變成冰時(shí)其體積要增大9％，當(dāng)這種體積膨脹足以引起土顆粒間的相對(duì)位移時(shí)，就形成凍土的凍脹，并隨之產(chǎn)生極大的凍脹力。由于水分遷移，變成冰的那部分水量增大，土的凍脹量亦增大，水分遷移使凍土的凍脹加劇。水分遷移和凍脹與土性、水補(bǔ)給條件和凍結(jié)溫度等有密切關(guān)系。在細(xì)粒土中，特別是粉質(zhì)亞粘土和粉質(zhì)亞砂土中的水分遷移最強(qiáng)烈，凍脹最甚。粘土雖然顆粒很細(xì)，但其含水量小，其凍脹性稍次于粉質(zhì)亞粘土和亞砂土。砂、礫由于顆粒粗，凍結(jié)時(shí)一般不發(fā)生水分遷移。外部水分補(bǔ)給條件是影響水分遷移和凍脹的重要因素之一。溫度梯度越大，水分遷移和凍脹越小。1.2凍土的分布凍土分布于高緯地帶和高山垂直帶上部，其中冰沼土廣泛分布于北極圈以北的北冰洋沿岸地區(qū)，包括歐亞大陸和北美大陸的極北部分和北冰洋的許多島嶼，在這些地區(qū)的冰沼土東西延展呈帶狀分布，在南美洲無冰蓋處亦有一些分布。據(jù)估計(jì)，冰沼土的總面積約590萬平方公里，占陸地總面積的5.5%。在前蘇聯(lián)境內(nèi)，各種冰沼土的總面積為1688000平方公里，占前蘇聯(lián)國土面積的7.6%，占世界冰沼土面積的28.6%。由于人類活動(dòng)大多集中在溫暖地區(qū)或低海拔平原地帶，所以對(duì)于凍土的認(rèn)識(shí)不是很多，但是隨著人類活動(dòng)空間的擴(kuò)大以及對(duì)資源需求的增多，人類逐漸將目光投向了太空、海洋和寒冷的極區(qū)。如近四、五十年來，美國、英國、加拿大等國為解決能源危機(jī)，加緊開發(fā)北極和北極近海的石油和天然氣。但是包括多年凍土在內(nèi)的寒區(qū)有著自己獨(dú)特的環(huán)境特性，它是一個(gè)很脆弱的環(huán)境體系，一旦遭到破壞就無法挽回。中國多年凍土又可分為高緯度多年凍土和高海拔多年凍土，前者分布在東北地區(qū)，后者分布在西部高山高原及東部一些較高山地（如大興安嶺南端的黃崗梁山地、長白山、五臺(tái)山、太白山）。其主要分布在青藏高原、東北大小興安嶺及西部零星的高山區(qū)。①東北凍土區(qū)為歐亞大陸凍土區(qū)的南部地帶，凍土分布具有明顯的緯度地帶性規(guī)律，自北而南，分布的面積減少。本區(qū)有寬闊的島狀凍土區(qū)（南北寬200～400公里），熱狀態(tài)很不穩(wěn)定，對(duì)外界環(huán)境因素改變極為敏感。東北凍土區(qū)的自然地理南界變化在北緯46°36′～49°24′是以年均溫0℃等值線為軸線擺動(dòng)于0℃和±1℃等值線之間的一條線。②在西部高山高原和東部一些山地，一定的海拔高度以上（即多年凍土分布下界）方有多年凍土出現(xiàn)。凍土分布具有垂直分帶規(guī)律，如祁連山熱水地區(qū)海拔3480米出現(xiàn)島狀凍土帶，3780米以上出現(xiàn)連續(xù)凍土帶；前者在青藏公路上的昆侖山上分布于海拔4200米左右，后者則分布于4350米左右。青藏高原凍土區(qū)是世界中、低緯度地帶海拔最高（平均4000米以上）、面積最大（超過100萬平方公里）的凍土區(qū)，其分布范圍北起昆侖山，南至喜馬拉雅山，西抵國界，東緣至橫斷山脈西部、巴顏喀拉山和阿尼馬卿山東南部。在上述范圍內(nèi)有大片連續(xù)的多年凍土和島狀多年凍土。青藏高原多年凍土屬高海拔、低緯度多年凍土，約有140萬km2；在青藏高原地勢西北高、東南低，年均溫和降水分布西、北低，東、南高的總格局影響下，凍土分布面積由北和西北向南和東南方向減少。高原凍土最發(fā)育的地區(qū)在昆侖山至唐古拉山南區(qū)間，本區(qū)除大河湖融區(qū)和構(gòu)造地?zé)崛趨^(qū)外，多年凍土基本呈連續(xù)分布。往南到喜馬拉雅山為島狀凍土區(qū)，僅藏南谷地出現(xiàn)季節(jié)凍土區(qū)。中國高海拔多年凍土分布也表現(xiàn)出一定的緯向和經(jīng)向的變化規(guī)律。凍土分布下界值隨緯度降低而升高。二者呈直線相關(guān)。凍土分布下界值中國境內(nèi)南北最大相差達(dá)3000米，除阿爾泰山和天山西部積雪很厚的地區(qū)外，下界處年均溫由北而南逐漸降低（由—3～—2℃以下）。西部凍土下界比雪線低1000～1100米，其差值隨緯度降低而減小。東部山地凍土下界比同緯度的西部高山一般低1150～1300米。印度板塊與歐亞板塊相碰撞，導(dǎo)致了青藏高原的形成。高原第一次上升發(fā)生在距今340萬年～170萬年前，青藏高原平均海拔從1000m左右上升到2000m以上。第二次強(qiáng)烈隆升發(fā)生在距今110萬年～60萬年前，高原面在80萬年～60萬年前平均高度達(dá)到2500～3000m左右，高原自然環(huán)境發(fā)生根本性的改變，高原上山地全面進(jìn)入冰凍圈。高原的新舊斷裂活動(dòng)活躍，高山深谷地貌形成并發(fā)展，環(huán)流形式被打亂，氣候從溫暖濕潤轉(zhuǎn)為寒冷干旱，地域差異性明顯增大。第三次隆升發(fā)生在距今15萬年前左右，高原的平均高度此間已達(dá)到4000m以上，局部高山超過了6000m，高原內(nèi)部氣候更加寒冷干燥。地質(zhì)歷史進(jìn)入距今一萬年前的全新世后，高原繼續(xù)抬升，形成了今天高原平均高度4700m左右。青藏高原多年凍土區(qū)是世界上中、低緯度（北緯32°～36°）地帶海拔最高，面積最大的凍土區(qū)，凍土分布面積約15×105km2，約占全國多年凍土面積的70%，凍土分布區(qū)海拔一般均超過4000m。高原凍土分布具有多樣性特點(diǎn)：高溫、中溫與低溫凍土均有分布，其中高溫凍土分布最為廣泛；凍土分布具有高度地帶性，同時(shí)又有一般緯度與經(jīng)度分布的規(guī)律性。區(qū)內(nèi)不論高溫凍土還是中低溫凍土在近代均處于退化之中，凍土地溫升高、厚度減薄、面積逐步縮??；區(qū)內(nèi)生態(tài)環(huán)境脆弱，工程環(huán)境對(duì)凍土穩(wěn)定性影響大。導(dǎo)致凍土環(huán)境不穩(wěn)定并由此帶來嚴(yán)重的工程病害。青藏高原高海拔凍土與西伯利亞、北美高緯度（北緯45°以北）凍土有很大區(qū)別。俄羅斯及北美地區(qū)多年凍土主要受緯度控制，凍土溫度低，凍土環(huán)境人為干擾少，凍土比較穩(wěn)定，公路修筑以砂石路面為主。中國高原多年凍土的溫度和厚度均受海拔高度的嚴(yán)格控制，海拔越高，溫度越低，厚度約大。海拔每升高100m，年平均氣溫降低0.5℃～0.6℃，多年凍土厚度增加15～20m青藏高原面寬展，凍土溫度高，太陽輻射強(qiáng)烈，晝夜溫差大，在全球氣候變暖背景下，凍土退化響應(yīng)明顯加快，凍土環(huán)境不穩(wěn)定，極易受工程等人為因素破壞。1.3大小興安嶺的多年凍土1.3.1自然地理概況1.地理環(huán)境大小興安嶺位于我國東北部，約在東經(jīng)115°～130°、北緯45°～53°之間，東、北、西三面與前蘇聯(lián)、蒙古接壤。大興安嶺主山脈呈北北東～南南西走向，長約1440km。其主要支脈伊勒呼里山自北部向東南方向呈“S”形狀延伸約230Km與小興安嶺相連。大小興安嶺山地海拔高度一般在300～1300m，南端最高可達(dá)1700m以上。山地相對(duì)高差在分水嶺地段約200～400m；在河谷地段約100～250m。大小興安嶺多年凍土屬低海拔、高緯度多年凍土，多為島狀退化型多年凍土。組成大小興安嶺的地貌為大小興安嶺山地、呼倫貝爾高原和松嫩平原。大小興安嶺山地的主要特點(diǎn)是山地地形比較發(fā)育，廣泛分布第四紀(jì)沉積物，并有酸性侵入巖和噴出巖存在。殘積層分布在山頂與山坡地帶，厚約2m，主要物質(zhì)成分為碎石夾黏砂土、碎石、礫石等。殘坡積層分布在山麓和山間洼地較多，厚約2～3m，由沼澤土、角礫砂黏土、碎礫石土等物質(zhì)組成。沖積層多分布在河谷地帶，洪積層多分布在山前溝口地帶，其主要物質(zhì)成分為卵石、砂礫土以及砂層或砂黏土的透鏡體等。呼倫貝爾高原上丘陵平原地形發(fā)育，周圍為丘陵山地，中部海拉爾臺(tái)地構(gòu)成了呼倫貝爾高原的主體。第四紀(jì)松軟巖層分布廣泛，松嫩沖積平原的地層主要為第四紀(jì)沖積、洪積物。2.氣候特征大小興安嶺屬于高緯度大陸性氣候。北受西伯利亞寒流控制，西受蒙古高壓氣流影響，東部小興安嶺在一定程度上阻礙著海洋氣候的對(duì)流作用。所以，本區(qū)具有氣候嚴(yán)寒、冬季特長、夏季極短的特點(diǎn)。若以候溫高于22℃為夏季，則夏季只有6～30d；低于10℃為冬季，其冬季長達(dá)210～250d。全年氣溫1月最低，7月最高。氣溫從南向北逐漸降低，充分體現(xiàn)了氣溫的緯度分帶性。但是，海拔高度又使某些地區(qū)的氣溫帶有垂直分帶的特點(diǎn)。如興安（海拔982.1m）和博克圖（海拔738.7m）緯度相近，相距僅20㎞，但由于海拔高度相差250m，其年平均氣溫相差甚多，分別為—3.3℃與—1.1℃。相反，阿爾山與牙克石雖然相距甚遠(yuǎn)，可是海拔高度和緯度相近，因而其年平均氣溫卻非常接近（分別為—3.3℃與—2.8℃），足見海拔高度對(duì)氣溫的影響不容忽視。大小興安嶺年降水量一般不超過500m，主要集中在6、7、8三個(gè)月，占全年降水量的60%～80%；9月末至翌年5月上旬為降雪期，自南向北積雪逐漸增厚（5～35cm）。該區(qū)年蒸發(fā)量遠(yuǎn)遠(yuǎn)大于降水量，全球總蒸發(fā)量一般都大于1000mm，5～7月三個(gè)月蒸發(fā)量最大，約占全年總蒸發(fā)量的50%左右。全年日照總時(shí)數(shù)為2400～2900h，5～8月日照最強(qiáng)，11月至翌年1月的日照最弱。3.地質(zhì)與構(gòu)造大小興安嶺屬于興安海西褶皺帶。其基本巖性是以巖漿巖類侵入巖和噴出巖為主，其次是變質(zhì)沉積巖。自第三紀(jì)以來，地面長期遭受剝蝕作用，致使地形比較緩和。新構(gòu)造運(yùn)動(dòng)以緩慢翹起上升運(yùn)動(dòng)為主。大小興安嶺多年凍土地區(qū)水文地質(zhì)條件比較復(fù)雜，地下水的分布、埋藏和循環(huán)，主要受地質(zhì)構(gòu)造、地貌、氣候和巖性等因素的影響。同時(shí)本區(qū)地處多年凍土區(qū)的邊緣，凍土的分布對(duì)水文地質(zhì)條件的變化影響也很大。4.河流、湖泊及地表植被大小興安嶺山地河流發(fā)育，各河支流密集。除呼倫貝爾高原的烏爾遜河、克魯倫河屬于呼倫河內(nèi)陸河外，全區(qū)較大河流有額爾古納河、嫩江、松花江等，均屬于黑龍江水系。大小興安嶺山地的植被多為原始森林，喬木及部分次生林等。呼倫貝爾高原在伊敏河右岸為廣闊的大草原。松嫩沖積平原河網(wǎng)密集，植被除次生林外主要是農(nóng)作物。1.3.2大小興安嶺多年凍土的基本特征多年凍土的定義及其平面分布1.多年凍土的定義凡溫度為負(fù)溫或零溫，并含有冰的各種土均稱為凍土。如果土中只有負(fù)溫度而不含冰時(shí)則稱為寒土。冬季凍結(jié)、夏季全部融化的土層稱為季節(jié)凍土，季節(jié)凍結(jié)層又稱季節(jié)作用層、活動(dòng)層。凍結(jié)狀態(tài)持續(xù)2年以上的土層稱為多年凍土。多年凍土地區(qū)的表層土夏季融化，冬季凍結(jié)，所以是季節(jié)凍土。根據(jù)其與下伏多年凍土的關(guān)系又可分為：季節(jié)凍結(jié)層—夏季融化，冬季凍結(jié)時(shí)不與多年凍土層銜接或其下為融土層；季節(jié)融化層—夏季融化，冬季凍結(jié)時(shí)與多年凍土完全銜接的土層。不銜接多年凍土屬于前者；銜接多年凍土屬于后者。2.多年凍土的平面分布多年凍土的分布一般是受地理緯度和海拔高度控制的，前者稱為高緯度多年凍土，后者稱為高海拔多年凍土。東北大小興安嶺地區(qū)的多年凍土屬于高緯度多年凍土，隨著緯度的增高，多年凍土的分布面積逐步增大。自北向南多年凍土由大興安嶺西北部的不連續(xù)多年凍土帶過渡到大興安嶺東南部及整個(gè)小興安嶺的大片島狀多年凍土帶，以致最南端的零星島狀多年凍土帶，多年凍土面積逐漸減少，充分體現(xiàn)了多年凍土的緯度分帶性。多年凍土的厚度及其剖面分布1.多年凍土的厚度在多年凍土地區(qū)，地表以下的一定深度內(nèi)，每年夏季融化，冬季凍結(jié)，該層稱為季節(jié)融化層。在該深度以下的土則終年處于凍結(jié)狀態(tài)，稱為多年凍土。這一深度稱為季節(jié)融化層底版或多年凍土上限。從地表到這一深度的距離即為季節(jié)融化層厚度或多年凍土上限的埋深。多年凍土層的底部稱作多年凍土下限，下限處的地溫值為0℃。下限以上為多年凍土，以下為融土。上限和下限之間的距離稱為多年凍土厚度。多年凍土厚度是多年凍土的重要標(biāo)志之一，它反映著凍土的發(fā)育程度。凍土層的厚度對(duì)評(píng)價(jià)建筑物地基穩(wěn)定性有著重要意義，是進(jìn)行各類型建筑地層基礎(chǔ)設(shè)計(jì)不可缺少的依據(jù)。2.多年凍土的剖面分布在大小興安嶺地區(qū)，多年凍土層的厚度和面積一樣，同樣受緯度地帶性制約。由凍土南界北往，隨著緯度增高，凍土溫度降低，多年凍土的平面分布面積增大，其厚度亦逐漸增大。最薄的多年凍土層存在于零星島狀多年凍土帶的南界附近，一般僅幾米至十幾米。最厚的多年凍土層分布于大興安嶺最北部的不連續(xù)多年凍土帶內(nèi)，一般為40～70m。在背陽的山間谷底、生長塔頭草或厚層臺(tái)蘚的沼澤中和低級(jí)階地上，多年凍土厚度可超過100m。在北緯52°27′～53°07′，東經(jīng)121°52′～122°04′的漠河縣霍拉河盆地中，實(shí)測到的凍土最大厚度為120m。雖然多年凍土層厚度變化的總規(guī)律是由南界往北隨緯度增高逐漸增大，但由于同時(shí)受到地質(zhì)地理因素的影響，亦存在著緯度高處的凍土厚度反而較緯度低處薄的現(xiàn)象。即使在同一谷地里，由于地貌、巖性、植被、地質(zhì)構(gòu)造、地表水、地下水、坡向等條件的差異，亦會(huì)使多年凍土層的厚度有較大的變化。其另一種規(guī)律是：最厚的多年凍土層均分布在溝谷底部或盆地中心植被覆蓋良好的沼澤中。向邊緣厚度明顯變薄，向陽山坡凍土多已消失。構(gòu)造裂隙發(fā)育、富含地下冰的地段凍土厚度也薄。分布在大中河流漫地的多年凍土層，其厚度一般都很薄，無論在島狀多年凍土帶還是不連續(xù)多年凍土帶內(nèi)均是如此。其特點(diǎn)是多年凍土下限上升明顯，上限相對(duì)下降較小，使凍土高懸于全新世沖積層中。這顯然是凍土受到由河水補(bǔ)給的地下水的熱作用產(chǎn)生融化所致，與因氣候或人為活動(dòng)而造成的上限下降明顯不同。但就不同凍土帶的同一橫斷面而言，在零星島狀多年凍土帶內(nèi)，自河漫灘向一級(jí)階地高處的保溫良好地段有小塊薄層凍土，向上方高處的山前緩坡以至山坡、分水嶺上，多年凍土大多均已尖滅消失。而在不連續(xù)多年凍土帶內(nèi)，自河漫灘向一級(jí)階地多年凍土厚度逐漸加大。向高處其凍土厚度變化因地形、坡向、巖性、地質(zhì)構(gòu)造、植被、地表水、地下水等多種因素的綜合影響而異，與零星島狀多年凍土帶內(nèi)明顯不同。在大興安嶺南部的阿爾山地區(qū)，因受海拔高度（1000～1300m）控制，多年凍土厚度變化略具一些垂直分帶的特點(diǎn)。河谷海拔高度在800m左右的五義溝、白狼一帶多年凍土厚0.2～0.3m。阿爾山、伊爾施地區(qū)河谷底部海拔高度1000～1100m，多年凍土厚度2～3m。大池至興安林場一帶海拔1100～1200m，多年凍土層厚度達(dá)20m左右。其厚度增加明顯與海拔增高有關(guān)。多年凍土的溫度1.年平均地溫地溫是多年凍土層的重要表征。一般以多年凍土的年平均地溫的高低作為標(biāo)志，用以評(píng)價(jià)多年凍土的穩(wěn)定狀態(tài)，研究多年凍土的存在條件、發(fā)展趨勢以及作為各種工程建筑物地基基礎(chǔ)設(shè)計(jì)的重要參數(shù)。眾所周知，氣溫在一年中是逐月變化的，同樣在一定深度以上的多年凍土層中的溫度也是逐月變化的。我們把某一深度處地溫一年中變化幅度的一半稱為地溫年較差。圖1－2中A1和A2分別表示深度為Z1和Z2處的地溫年較差值。地溫年較差值在地表最大，隨著深度加大而減小，至某一深度其值等于0，該深度稱為地溫年變化深度（圖1－2中b點(diǎn)所在深度h2）?？梢哉J(rèn)為地溫年變化深度以下的地溫一年中不發(fā)生變化，而進(jìn)行著多年變化。它受長周期氣候波動(dòng)和來自地下深處的地中熱流控制。在東北多年凍土地區(qū)，地溫年變化深度一般在12～18m左右，以14～15m居多。地溫年變化深度處的地溫值稱作年平均地溫。圖1－2中以表示。在多年凍土地區(qū)為負(fù)值，其值愈地，表明多年凍土穩(wěn)定性愈大，厚度愈厚。表1－1是東北大興安嶺地區(qū)一些地點(diǎn)的多年凍土層的年平均地溫。表1－1大興安嶺一些地點(diǎn)多年凍土層年平均地溫地點(diǎn)多年凍土分帶緯度海拔（m）年平均氣溫（℃）年平均地溫（℃）年變化深度（m）附注西林吉I53°05′～670-5.0-1.314氣溫用漠河1961～1970年資料，黑龍江省林業(yè)設(shè)計(jì)院，，《科技情報(bào)》1974年第四期霍拉河盆地I52°57′～53°03′514-4.8東部-0.5～1.0西部-2.9冰川凍土11卷3期《大興安嶺北部霍拉河盆地地質(zhì)構(gòu)造在凍土形成中的作用》文內(nèi)資料林中I52°55′707-1.9朝暉I52°52′726-5.4-1.1131974年氣溫，鄰近阿木爾河，地溫受河流影響阿木爾（勁濤）I52°50′-747-5.437#-4.2151975～1980年氣溫0#-1.91539#-1.71438#-0.113通地2#-1.014塔豐II52°25′560-2.8-0.315.4氣溫用塔河1972～1980年資料，占其馬里河邊，地溫受河水影響滿歸I52°02′～880-4.8CK3-1.714齊齊哈爾鐵路局科研所資料，氣溫用1974～1978年資料、位于鐵路住宅區(qū)，受人為活動(dòng)影響CK6-0.910CK12-1.111滿歸以北25km白馬坎I52°02′-4.8I-ICK2-1.313牙克石林業(yè)設(shè)計(jì)院資料I-ICK3-3.814I-ICK4-2.114II-IICK1-1.714II-IICK2-4.215II-IICK3-0.113續(xù)表1—1地點(diǎn)多年凍土分帶緯度海拔（m）年平均氣溫（℃）年平均地溫（℃）年變化深度（m）附注翠嶺2#隧道I51°40′1072-4.6-1.314氣溫用呼中1974～1978年資料，山頂上宏圖I51°38′816.5-4.6-2.9氣溫用呼中1974～1978年資料莫爾道嘎北2kmI51°35′-5.4-3.114牛耳河I51°32′-988-3.3牙克石林業(yè)設(shè)計(jì)院資料春友II51°12′720-0.712.6得爾布爾I51°05′-1123-5.4-1.114用根河氣溫1958～1965年資料伊圖里河I50°38′-990-5.2-0.813齊齊哈爾鐵路局伊圖里河分局凍研究室資料加格達(dá)奇III50°23′382-1.4-0.114氣溫為1967～1978年資料烏爾其汗III49°33′-700-0.413牙克石林業(yè)設(shè)計(jì)院資料牙克石III49°24′667-2.9-0.215氣溫為1960～1978年資料，地溫為牙克石林業(yè)設(shè)計(jì)院資料注:1.多年凍土分帶中I—不連續(xù)多年凍土帶；II—大片島狀多年凍土帶；III—零星島狀多年凍土帶。2.除霍拉河盆地、牙克石、烏爾其汗外，均為鐵路高程。符號(hào)～為海拔近似值。3.年平均地溫欄內(nèi)、37#、0#……，CK3、CK4……，為各地測溫孔的編號(hào)。由表1－1可知，多年凍土層年平均地溫變化總的規(guī)律是自南界往北，隨著緯度的增加而逐漸降低。有人作過粗略計(jì)算，大約每向北推進(jìn)100km（約1個(gè)緯度），凍土溫度下降0.5℃。但是在同一地方的不同地形部位，因?yàn)槭苤脖?、巖性、地表水、坡向等地質(zhì)地理因素綜合影響的結(jié)果，年平均地溫值有高有低明顯不同，表明在多年凍土地區(qū)，凍土層的溫度變化極大。而且都是低處的凍土溫度低于高處。一般是谷底凍土溫度最低，這是又一種規(guī)律。2.影響地溫變化的因素①氣溫地表面與大氣通過各種熱傳導(dǎo)方式，進(jìn)行著一系列的熱量交換過程。盡管地表與大氣間的熱交換過程十分復(fù)雜，但最終表現(xiàn)為地表的吸收與散熱。因此地溫的變化與氣溫有著密切的聯(lián)系，氣溫是影響地溫變化的主要因素。這可以從多年凍土地區(qū)的年平均氣溫來說明問題：多年凍土地區(qū)的年平均氣溫對(duì)多年凍土的分布、多年凍土層的厚度及年平均地溫起制約作用。本地區(qū)愈向西北方向氣溫愈低，多年凍土的分布面積愈廣，厚度愈大，年平均地溫愈低。從多年凍土分帶來看，在不連續(xù)多年凍土帶（I帶），年平均氣溫低于－5.0℃，年平均地溫在－1.5～－4.2℃。在大片島狀多年凍土帶（II帶），年平均氣溫在－5.0～－3.0℃之間，年平均地溫在－0.5～－1.5℃。在零星島狀多年凍土帶（III帶），年平均氣溫在－3～0℃之間，年平均地溫一般在0～－1.0℃之間。同時(shí)從多年凍土的自然南界位置與年平均氣溫0℃等值線相比較，兩者大致吻合。上述情況從大區(qū)域范圍內(nèi)說明了氣溫對(duì)多年凍土地溫的影響。②大區(qū)域內(nèi)山脈的影響大興安嶺山脈走向略呈南北向，將大興安嶺分割為嶺西嶺東兩部分。由于山脈走向與熱帶太平洋氣團(tuán)運(yùn)行方向適相正交，阻礙了海洋對(duì)內(nèi)陸的影響，造成嶺西嶺東氣溫降水方面的差別。西北吹來的冷空氣受大興安嶺山脈的阻擋，在嶺西形成冷空氣堆積，形成一個(gè)寒冷區(qū)。嶺上則由于地勢的增高而溫度降低，亦形成一個(gè)寒冷區(qū)，同屬北溫帶氣候。嶺東由于氣候受山脈的影響，氣溫比嶺西、嶺上偏高，降水偏多，屬中溫帶氣候。使多年凍土在嶺西遠(yuǎn)較嶺東為發(fā)育，反應(yīng)在地溫上亦有明顯差異，嶺西凍土的年平均地溫，一般均較嶺東為低。③地區(qū)性地質(zhì)地理因素地區(qū)性地質(zhì)地理因素（小地形、植物特征、地面特征和雪蓋等）可以影響地面以上0～2m氣層的溫度變化，形成所謂小氣候，由此對(duì)多年凍土地溫產(chǎn)生影響。大小興安嶺多年凍土地區(qū)的凍土溫度在谷底處低于高處，這是一系列地質(zhì)地理因素影響的結(jié)果。其中逆溫層的廣泛分布是重要原因，逆溫的存在使低處比高處氣溫低（每升高100ｍ氣溫約升高0.5～1.0℃）。其次溝谷底部多為沼澤濕地，植被茂密，泥炭層厚，有利于凍土的保存。年長日久，就表現(xiàn)出谷底凍土溫度最低。就是在同一谷地內(nèi)，因植被的茂密稀疏、表層泥炭的厚薄、沼澤化程度的不同以及巖性與含冰量等方面的差別，凍土的溫度在不同地段也不一致，甚至有較大的變化。④河流大興安嶺嫩林線、牙林線的地質(zhì)勘探資料表明：在大河流的底部均未發(fā)現(xiàn)多年凍土，中小河流底部則往往有多年凍土，但其埋深要較兩岸為大；一般小水溝下則普遍有多年凍土的存在，其埋深稍深于兩岸。上述情況是由于河流流水的熱作用使周圍土壤增溫造成的。顯然其熱作用的強(qiáng)弱視河水流量大小，水溫高低和流速快慢而異。黑龍江、呼瑪河、額木爾河、激流河、塔河、大林河、甘河等大河流河床底下都沒有多年凍土。這是由于大河流河床底部砂卵石層普遍較厚，透水性強(qiáng)，導(dǎo)熱性能好，河水的熱作用可以往下傳遞得很深。大河河水的熱作用，不僅影響河床底部的溫度，亦影響著兩岸岸邊一定范圍內(nèi)的地溫。小水溝的流量很小，流水期短，水溫亦低。因此其攜帶的熱量少，熱作用弱。故對(duì)多年凍土的地溫影響亦小。⑤人為活動(dòng)凍土地溫變化的幅度和影響范圍，顯然與人為活動(dòng)的深度與廣度密切相關(guān)。其中影響最大的是工業(yè)和民用采暖建筑。觀測資料表明，取暖房屋下面不僅凍土形成融化盤，而且融化盤之下的地溫逐年升高。據(jù)觀測，不僅采暖房屋下的地溫升高，而且居民建筑群間的天然場地下凍土地溫有明顯升高。3.多年凍土層內(nèi)地溫巖深度的變化多年凍土層溫度沿深度的變化，可以年變化深度為界，劃分為年變化深度內(nèi)的地溫及年變化深度以下的地溫。前者受氣溫控制，其規(guī)律為：地溫的變化隨著深度增加，氣溫的影響逐漸減弱，地溫變化幅度逐漸變小，到年變化深度處，其變化幅度為0。一般可劃分為：溫度日變化帶、正負(fù)溫交替年變化帶和多年凍土層內(nèi)負(fù)溫年變化帶。◆溫度日變化帶該帶地溫變化受氣溫直接影響，隨每日氣溫升降而升降。愈接近地面，影響愈明顯，地溫的變化幅度愈大。在寒冷季節(jié)溫差值大?！粽?fù)溫交替年變化帶這一深度為自溫度日變化帶以下到多年凍土層的最大季節(jié)融化深度，其特點(diǎn)為：（1）最大季節(jié)融化深度（0℃線到達(dá)最深時(shí)）出現(xiàn)的時(shí)間一般在9月底到10月中上旬。在此時(shí)間內(nèi)地溫全部為正溫。此后隨著氣溫逐漸下降，0℃線自上而下、自下而上雙向移動(dòng)，一般在12月，下降的0℃線與上升的0℃線相匯合，季節(jié)融化層全部凍結(jié)，地溫全部轉(zhuǎn)為負(fù)溫。但在北部不連續(xù)多年凍土帶內(nèi)多年凍土上限很淺的（<0.8m）沼澤厚層地下冰階段，達(dá)到最大季節(jié)融化深度的時(shí)間較一般多年凍土地段要早1個(gè)月左右，即從8月上旬起0℃線已基本不再下降，地中熱平衡時(shí)間長達(dá)2個(gè)半月左右。其回凍時(shí)間亦短于一般多年凍土地段。從10月中旬開始回凍，到10月下旬或11月上旬，季節(jié)融化層即全部凍結(jié)。（2）愈往深處，地溫隨氣溫變化的滯后時(shí)間就間隔愈久。年最高地溫出現(xiàn)時(shí)間：0.5～1.0m深時(shí)在8月，較氣溫滯后1個(gè)月左右；1.5～2.0m一般在9～10月；3.0～4.0m在11月～12月。年最低地溫出現(xiàn)時(shí)間：0.5～1.0m在2月，亦較氣溫滯后1個(gè)月左右；1.5～2.0m在3月；2.5～3.0m在3～4月；4.9m在4～5月。（3）多年凍土層內(nèi)負(fù)溫年變化帶此帶系指自然上限向下到地溫年變化深度處為止。其地溫均為負(fù)值，地溫年較差愈向深處愈小，到地溫年變化深度處為0。自地溫年變化深度向下的地溫，可稱為常年恒溫帶，它受長周期氣候波動(dòng)和來自地下深處的地中熱流控制，進(jìn)行著多年變化，已不受當(dāng)年氣溫的影響，其地溫曲線類型與青藏高原多年凍土地區(qū)的地溫曲線類型基本相似，可劃分為以下四種基本類型：①正梯度地溫曲線從地溫年變化深度向下，地溫逐漸升高。最低地溫為地溫年變化深度處的地溫（即年平均地溫）。這類地溫曲線在不連續(xù)多年凍土帶及大片島狀多年凍土帶較為典型。天然狀態(tài)下的地溫曲線多為這種類型。其地溫增溫率從年變化深度向下并不完全一致，一般上部比下部稍大。如果年平變化深度按15m計(jì)時(shí)，則從15～25m的深度內(nèi)地溫增溫率最大，一般為0.07～0.04℃/m；25～50m內(nèi)為0.05～0.03℃/m；50～75m內(nèi)為0.04～0.03℃/m。平均概值可按0.04℃/m計(jì)。②負(fù)梯度地溫曲線這類地溫曲線呈現(xiàn)在從多年凍土上限以下至地溫年變化深度處再向下的一定深度內(nèi)，地溫繼續(xù)降低，上部地溫高于下部地溫。到某一深度后地溫開始回升，并逐漸向下遞增。這種情況一般均受到長時(shí)間人為活動(dòng)影響的結(jié)果。③零梯度地溫曲線這類地溫曲線表現(xiàn)在年變化深度以下一定深度范圍內(nèi)，凍土溫度實(shí)際上沒有什么梯度，地溫變化很小，溫度值一般高于-0.5℃，表明多年凍土層中的“冷儲(chǔ)量”很小。多分布在零星島狀多年凍土帶內(nèi)。在不連續(xù)多年凍土帶及大片島狀多年凍土帶內(nèi)，這是受廣泛持久人為活動(dòng)影響下正梯度地溫曲線向負(fù)梯度地溫曲線轉(zhuǎn)化的過渡型曲線。④扭曲型地溫曲線上限以下地溫波動(dòng)，地溫曲線呈扭曲狀，并在負(fù)溫中出現(xiàn)正溫線段。這種曲線類型比較特殊。負(fù)溫中的正溫線段表明多年凍土層中有地下水的通道所造成的融區(qū)存在。在多年凍土層的下限附近，地溫在0℃左右擺動(dòng)，有時(shí)為正溫，有時(shí)為負(fù)溫。由多年凍土層下限向下，地溫以每10m上升0.2～0.3℃的幅度繼續(xù)升高。此外還可按照多年凍土的動(dòng)態(tài)將地溫曲線分為穩(wěn)定型和退化型。退化型地溫曲線大都在零星島狀多年凍土帶的凍土層中（特別是在南界附近），或者在受到強(qiáng)烈持久的人為活動(dòng)影響下的多年凍土層中。4．多年凍土的上限（一）多年凍土上限的定義在多年凍土地區(qū)，對(duì)于銜接多年凍土而言在地表以下某一深度的最高地溫值為0℃。在該深度以上的土夏季融化冬季凍結(jié)，稱為季節(jié)融化層；在該深度以下的土則終年處于凍結(jié)狀態(tài)，稱為多年凍土。我們把一深度稱作季節(jié)融化層底板或多年凍土上限。此一深度即為季節(jié)融化層厚度或多年凍土上限的埋藏深度。對(duì)于非銜接多年凍土其季節(jié)融化層底部與多年凍土層上限之間被不凍土隔離。在多年凍土下部的地溫值為0℃，這一深度稱為多年凍土下限。其上為多年凍土，其下為不凍土。多年凍土上限和下限的垂直距離即為多年凍土厚度。（二）多年凍土上限的類別及用途天然狀態(tài)的多年凍土上限為其天然上限。因受人類活動(dòng)影響改變了地溫與氣溫的熱交換條件，破壞了天然條件下的熱平衡狀態(tài)導(dǎo)致多年凍土上限發(fā)生變化，變化后的多年凍土上限即為其人為上限。人為多年凍土上限決定了多年凍土融化下沉計(jì)算的下部界限，而天然上限往往是厚層地下冰的埋藏深度。在建筑物地基的融沉計(jì)算中應(yīng)包括融沉和壓密下沉兩部分。（三）多年凍土天然上限的確定方法①直接勘探法大小興安嶺多年凍土地區(qū)氣象臺(tái)站稀少，至今仍無遍布全區(qū)的完整而長期的氣象資料。由于電測土溫的辦法又難以普遍采用，故較為準(zhǔn)確可靠的辦法，是采用直接挖探方法查定天然上限深度。②冰面法對(duì)于銜接的多年凍土，可根據(jù)地下冰（特別是厚層地下冰）的冰層頂面位置判斷多年凍土埋深。多年凍土有地下冰地段，因保溫條件好，融化深度小，上限以下常年凍結(jié)，多年凍土構(gòu)成良好隔水底板，水不能下滲。下融時(shí)水集中，凍結(jié)時(shí)水向上、下峰面遷移凍結(jié)成冰，經(jīng)長期發(fā)展在上限處形成厚層地下冰，標(biāo)志明顯。因此，用冰面位置判斷近期多年凍土上限深度是切實(shí)可行的。表1—2是用冰面法確定上限的幾個(gè)實(shí)例。表1—2冰面法確定上限凍土分布位置地貌植被及厚度（m）表層泥炭厚（m）天然上限（m）上限下地層II塔韓支線K59+230溝谷洼地苔蘚0.30.4～0.50.6冰層II塔韓支線K59+800苔蘚0.2～0.3塔頭草0.60.6冰層夾土I嫩林線K646+100二級(jí)階地苔蘚0.20.8冰層I嫩林線K679+700洪積階地苔蘚0.1～0.20.1～0.21.2冰層II呼中支線K11+800二級(jí)階地塔頭草、苔蘚0.50.5冰層夾泥炭I勁濤凍土試驗(yàn)場溝谷洼地塔頭草、苔蘚0.50.5冰層II嫩林線K295+545沖積階地塔頭草0.90.9冰層③統(tǒng)計(jì)上限法根據(jù)大小興安嶺多年凍土區(qū)內(nèi)實(shí)際勘探的大量上限資料，按照不同土質(zhì)、朝向等統(tǒng)計(jì)出各種條件下的上限深度，見表1—3。在工程勘察期間由于季節(jié)限制不能及時(shí)取得多年凍土最大上限深度時(shí)，可參照統(tǒng)計(jì)上限表來確定多年凍土上限值。表1—3按土類統(tǒng)計(jì)上限深度表土層種類保溫條件及上限（m）良好一般差上覆草皮0～0.1m砂黏土0.7～1.21.3～1.71.8～2.2砂礫———碎石土1.1～2.0—2.1～3.5卵石土2.0～2.82.9～3.53.6～4.3上覆泥炭0.2～0.4m砂黏土0.5～1.11.2～1.61.7～2.0砂礫0.6～1.11.2～1.61.7～2.1碎石土0.9～1.7—1.8～3.0卵石土1.0～1.61.7～2.32.4～3.3上覆泥炭0.2～0.4m砂黏土0.4～1.01.1～1.21.3～1.5砂礫0.4～1.01.1～1.21.3～1.4碎石土———卵石土0.4～1.11.2～1.71.8～2.2泥炭0.3～0.80.4～1.00.6～1.2注：1.陰坡或植被茂密及塔頭草空隙大部充填苔蘚者和厚層苔蘚地段，均屬保溫良好。陽坡、植被稀少或無雪蓋的干燥場地屬保溫差。上述兩者之間屬保溫一般。同樣保溫條件在I帶取最小值，在III帶取最大值，II帶取中間值。2.砂黏土夾碎石少取小值，夾碎石多取最大值。3.碎石夾土多取最小值，夾土少取大值。4.砂礫夾卵石少取小值，夾卵石多取大值。5．季節(jié)凍土層（一）季節(jié)凍土層定義冬季凍結(jié)、夏季全部融化的土層，不論其下界面與多年凍土銜接與否，均稱為季節(jié)凍土層。季節(jié)凍土層遍布于大小興安嶺多年凍土區(qū)。多年凍土地區(qū)的季節(jié)凍土層有它自己的特點(diǎn)。如本地區(qū)地下承壓水多，凍融格外劇烈等，充分顯示出邊緣凍土的特殊性。（二）季節(jié)的凍土層的深度①季節(jié)的凍土層的變化規(guī)律多年凍土地區(qū)的季節(jié)凍土層有其自身的變化規(guī)律。銜接的多年凍土地區(qū)，其季節(jié)凍土層由南向北逐漸減?。环倾暯拥亩嗄陜鐾恋貐^(qū)以及地區(qū)內(nèi)的融區(qū)，其季節(jié)凍土層則由南向北逐漸變深。大小興安嶺正處于多年凍土區(qū)向季節(jié)凍土區(qū)過渡地帶，因此其多年凍土融化的最深，其季節(jié)凍土凍結(jié)的也最深。這一特點(diǎn)給各類建筑物的安全帶來了許多預(yù)想不到的麻煩。②季節(jié)最大凍深季節(jié)最大凍深的影響因素很多。在確定最大季節(jié)凍深時(shí)，對(duì)任何建筑物都應(yīng)用標(biāo)準(zhǔn)凍深的方法來計(jì)算。標(biāo)準(zhǔn)凍深是指觀測場為無植被無雪蓋的裸露地面上，測得的多年平均凍深值，稱為標(biāo)準(zhǔn)凍結(jié)深度。為滿足大小興安嶺地區(qū)的工程勘察的需要，鐵道部第三勘測設(shè)計(jì)院凍土隊(duì)提出了如下的凍結(jié)深度經(jīng)驗(yàn)公式：（1—1）式中—最大季節(jié)凍結(jié)深度，m；—凍結(jié)期內(nèi)各月平均負(fù)氣溫絕對(duì)值總和，度·月；—各種土的經(jīng)驗(yàn)系數(shù)。黏性土=0.055；砂卵石=0.069；碎石夾土=0.062；風(fēng)化成沙狀的巖石=0.094；風(fēng)化成碎石狀的巖石=0.100。國內(nèi)外確定季節(jié)最大凍結(jié)深度的公式很多，但各公式考慮的因素以及表達(dá)方式大同小異，這里不再一一介紹。公式（1—1）是東北大小興安嶺地區(qū)通過大量勘探資料經(jīng)分析統(tǒng)計(jì)得出的。公式中的經(jīng)驗(yàn)系數(shù)反應(yīng)了土質(zhì)條件，實(shí)踐證明是適用的。（三）季節(jié)凍土層內(nèi)水分的變化多年凍土地區(qū)季節(jié)凍土層內(nèi)水分的轉(zhuǎn)移與非多年凍土地區(qū)有所不同。對(duì)銜接的多年凍土而言，季節(jié)凍土層在凍結(jié)工程中，其地下水（多年凍土層上水）往往形成封閉系統(tǒng)，其水分轉(zhuǎn)移是不充分的，其季節(jié)凍土層受雙向影響，一部分地下水向上面凍結(jié)鋒面轉(zhuǎn)移，另一部分地下水則向下面多年凍土頂面（上限）轉(zhuǎn)移，使季節(jié)凍土層內(nèi)的含水量呈K形分布，因而，水分轉(zhuǎn)移的結(jié)果使季節(jié)凍土層內(nèi)的水分比非銜接多年凍土區(qū)及融區(qū)季節(jié)凍土層內(nèi)的水分要少一些，所以凍脹量也要少一些。對(duì)非銜接多年凍土而言，地下水的補(bǔ)給比銜接多年凍土要多一些，且季節(jié)凍土底板與多年凍土頂板之間的含水層在地面坡度較大時(shí)往往會(huì)產(chǎn)生承壓水，有時(shí)甚至造成地面隆起現(xiàn)象，因而凍脹量比銜接多年凍土要大些?？睖y經(jīng)驗(yàn)證明，在銜接多年凍土區(qū)、非銜接多年凍土區(qū)和融區(qū)的季節(jié)凍土層，其凍脹量一般以銜接多年凍土區(qū)為最小，融區(qū)為最大，非銜接多年凍土區(qū)的季節(jié)凍層其凍脹量居中。此外，設(shè)計(jì)中應(yīng)特別注意季節(jié)凍土層中含水量的變化，尤其黏性土，在凍脹期間應(yīng)特別注意季節(jié)凍土層中含水量的變化，尤其黏性土，在凍脹期間當(dāng)其地下水位（包括承壓水）達(dá)到主凍脹帶一半時(shí)，則選取凍切力指標(biāo)時(shí)就應(yīng)采取該土質(zhì)的最大值。第二章凍土的分類及其各種性質(zhì)2.1凍土的分類凍土，一般是指溫度在0℃或0℃以下，并含有冰的各種巖土。根據(jù)其凍結(jié)時(shí)間可將凍土分成多年凍土與季節(jié)凍土，凍結(jié)數(shù)年至數(shù)萬年以上的稱為多年凍土。地球上季節(jié)凍土區(qū)面積約占陸地面積的70%，多年凍土分布面積35×106km2，占陸地面積的25%，主要分布在北半球，包括歐亞大陸的西伯利亞和北美大陸的阿拉斯加及加拿大廣闊地區(qū)的多年凍土，約占全球多年凍土總面積的63%，我國多年凍土分布面積約21.5×105km2，位居世界第三，包括位于歐亞大陸高緯度多年凍土區(qū)南緣的東北大、小興安嶺（分布南界達(dá)北緯45°～46°），以及西部高山等地。季節(jié)性凍土約占我國國土面積的53.5%。2.1.1按凍結(jié)時(shí)間分1．季節(jié)性凍土季節(jié)性凍土是受季節(jié)性的影響，冬季凍結(jié)，夏季全部融化，呈周期性凍結(jié)、融化的土。季節(jié)性凍土在我國的華北、西北和東北廣大地區(qū)均有分布。因其周期性的凍結(jié)、融化，對(duì)地基的穩(wěn)定性影響較大。其主要包括季節(jié)凍結(jié)層和季節(jié)融化層（也稱活動(dòng)層）。

季節(jié)凍結(jié)層分布于非多年凍土區(qū)，在多年凍土南界以南(北半球)或下界（垂直地帶）以下的廣大地區(qū)，以及凍土融區(qū)地帶。具有明顯的緯度及垂直帶性，一般說隨緯度及海拔的增高，其厚度增大，由0.1～0.2米增厚到2.0～3.0米。在北半球10月中下旬至12月，季節(jié)凍結(jié)層由北而南接連出現(xiàn)，2月下旬至6月初由南往北逐漸消失。中國長江以北各省區(qū)都有季節(jié)凍土分布，其面積約占中國領(lǐng)土的54％。季節(jié)融化層分布在多年凍土地區(qū)，下墊著凍土層。由多年凍土的南界往北或下界往上，季節(jié)融化土層逐漸變薄，由2.0～3.0米減小到0.1～0.2米。在北半球4月初開始出現(xiàn)季節(jié)融化層，至9月底10月初達(dá)到最大融化深度。

季節(jié)凍結(jié)層冬天形成時(shí)，隨凍結(jié)鋒面自上而下移動(dòng)，土中水分向凍結(jié)鋒面遷移并發(fā)生聚冰作用（見凍融時(shí)水分遷移），冰層及冰透鏡體主要集中在最大凍結(jié)深度的2/3～1/2部位。凍結(jié)后的土體體積增大，由此產(chǎn)生的凍脹可使各類建筑物產(chǎn)生變形和破壞。季節(jié)融化層的凍結(jié)有兩個(gè)方向，一是自地表往下，一是自多年凍土上限往上。由于水分向兩個(gè)凍結(jié)面遷移，因此季節(jié)融化層凍結(jié)后的聚冰現(xiàn)象及水分的重新分布與季節(jié)凍結(jié)層不同，在季節(jié)融化層上部1/3處及凍土上限附近冰層和冰透鏡體較為集中。（見圖2—1）\o"季節(jié)凍土"夏天季節(jié)凍結(jié)層和季節(jié)融化層融化時(shí)，由于冰層及冰透鏡體分布的不均勻，形成土層不均勻沉降是導(dǎo)致各類建筑物變形和破壞的重要原因。季節(jié)性凍土根據(jù)其結(jié)構(gòu)形式，又可分為：(1)整體結(jié)構(gòu)：土在凍結(jié)時(shí)，土中水分有向溫度低的地方移動(dòng)的性能。整體結(jié)構(gòu)凍土是由于溫度驟然降低,與土粒成整體狀態(tài)。融化后土仍保持原骨架，建筑性能變化不大。(2)層狀結(jié)構(gòu)：地表溫度不很低，這種土融化后骨架整個(gè)遭破壞，對(duì)建筑性能影響較大。(3)網(wǎng)狀結(jié)構(gòu)：由于地表不平，凍結(jié)時(shí)土中水分除向低溫處移動(dòng)外，還受地形影響，使水分向不同方向轉(zhuǎn)移，而形成冰呈網(wǎng)狀分布的凍土，這種土一般含水、含冰量較大，融化后呈軟塑或流塑狀態(tài)。(4)扁豆體和楔形冰結(jié)構(gòu)：由于季節(jié)性凍結(jié)和融化，土中水分向表層低溫處移動(dòng)，往往在凍層上限凍結(jié)成扁豆體狀冰層，當(dāng)凍土層向深度發(fā)展，扁豆體狀冰層即夾于凍土層之中。當(dāng)巖層或土層具裂隙時(shí)，水成冰楔體。此類結(jié)構(gòu)的凍土，承受荷載時(shí)易滑動(dòng)。2．多年凍土多年凍土是指凍結(jié)狀態(tài)持續(xù)多年(一般是二年或二年以上以上)不融的凍土。多年凍土常存在地面以下一定深度，其上部接近地表部分，往往亦受季節(jié)性影響，冬凍夏融，此冬凍夏融的部分常稱為季節(jié)融凍層。因此，多年凍土地區(qū)常伴有季節(jié)性的凍結(jié)現(xiàn)象。多年凍土根據(jù)其垂直構(gòu)造、水平分布和凍結(jié)發(fā)展趨勢，又可分為下列幾種類型：(1)按垂直構(gòu)造分：①銜接的多年凍土：凍土層中沒有不凍結(jié)的活動(dòng)層，凍層上限與受季節(jié)性氣候影響的季節(jié)性凍結(jié)層下限相銜接。②不銜接的多年凍土：凍層上限與季節(jié)性凍結(jié)層下限不銜接，中間有一層不凍結(jié)層。(2)按水平分布分：①整體多年凍土：在較大的地區(qū)內(nèi)呈整體分布。②斷續(xù)多年凍土：在凍土層中有島狀的不凍層分布。③島狀多年凍土：呈島狀分布在不凍土區(qū)域內(nèi)。(3)按凍結(jié)發(fā)展趨勢分：①發(fā)展型凍土：由于地質(zhì)、氣候等因素的影響，多年凍土的厚度和分布范圍仍在繼續(xù)發(fā)展。②退化型凍土：由于上述因素的影響，多年凍土的厚度和分布范圍在退化減小。退化的規(guī)律是：先地勢高處后低處，先陽坡后陰坡，先粗粒土后細(xì)粒土。2.1.2按凍結(jié)狀態(tài)分1.堅(jiān)硬凍土土中未凍水含量很少，土粒為冰牢固膠結(jié)，土的強(qiáng)度高、壓縮性小，在荷載作用下，表現(xiàn)脆性破壞，與巖石相似，當(dāng)土的溫度低于下列數(shù)值時(shí)，易呈堅(jiān)硬凍土，粉砂-0.3℃，粉土-0.6℃，粉質(zhì)粘土-1.0℃，粘土-1.5℃。2.塑性凍土雖被冰膠結(jié)但仍含有多量未凍結(jié)的水，具有塑性，在荷載作用下可以壓縮，土的強(qiáng)度不高。當(dāng)土的溫度在零度以下至堅(jiān)硬凍土溫度的土限之間、飽和度≤80％時(shí)，常呈塑性凍土。3.松散凍土由于土的含水量較小，土粒未被冰所膠結(jié)，仍呈凍前的松散狀態(tài)，其力學(xué)性質(zhì)與未凍土無多大差別。砂土和碎石土常呈松散凍土。以上三種凍結(jié)狀態(tài)的凍土詳見表2—1所列。表2—1凍土按凍結(jié)狀態(tài)分類特征名稱堅(jiān)硬凍土塑性凍土松散凍土溫度有夾冰時(shí)在0℃或0℃以下土的物理狀態(tài)堅(jiān)硬凍結(jié)為冰所膠結(jié)半膠結(jié)有塑性非凍結(jié)松散外貌顯出冰結(jié)晶塊和冰夾層，融化時(shí)土變?yōu)檩^深顏色在孔隙中不見有冰，有時(shí)用放大鏡觀察時(shí)看到成小結(jié)晶的冰可以看到發(fā)出稀疏閃光的凍結(jié)晶塊開挖困難程度等于巖石類土等于一般的溶解土，取決于土的密度通常所遇到的土所有各種大塊碎石類土黏土類土和泥炭所有各種黏土類土、粉土和細(xì)沙土所有各種松散土2.2凍土的物理性質(zhì)2.2.1凍土的相成分凍土是由礦物顆粒、固相水、液相水和氣體四部分組成的。其中水的相態(tài)變化決定著凍土的物理性質(zhì)。一般土在0～7℃的溫度區(qū)段內(nèi)，液態(tài)水大部分轉(zhuǎn)變?yōu)楣虘B(tài)水，相態(tài)變化漸緩直至消失。不考慮凍土中水的相變過程就無法確定凍土的物理力學(xué)性質(zhì)，因而必將造成極大的錯(cuò)誤。凍土中水的三個(gè)相變溫度區(qū)段如表2—2所列。原蘇聯(lián)極地工作者發(fā)現(xiàn)，在溫度極低時(shí)，甚至在-40℃時(shí)凍土中還有水蒸氣存在。許多測試表明在天然狀態(tài)下任何負(fù)溫度的凍土中總有一定數(shù)量的未凍水。未凍水可分為束縛水和自由水兩種。束縛水又可分為強(qiáng)束縛水和弱束縛水，如圖2—2所示。表2—2凍土中水的相變區(qū)段（℃）土大量相變區(qū)段過渡相變區(qū)段實(shí)際上處于凍結(jié)區(qū)段砂0～0.2-0.2～-0.5低于-0.5粉土狀砂粘土0～2-2～-5低于-5.0飽和Na覆蓋粘土0～5-5～-10低于-10非鹽化之侏羅紀(jì)粘土0～7-7～-30低于-30強(qiáng)束縛水一般不凍結(jié)，即使在-186℃時(shí)也不會(huì)凍結(jié)成冰。弱束縛水在-0.1～1.0℃時(shí)則部分結(jié)冰，在-20～-30℃時(shí)幾乎全部凍結(jié)。自由水的冰點(diǎn)也稍低于0℃。凍土中固態(tài)水（即冰）往往以冰包裹體、冰透鏡體和冰夾層等形態(tài)存在。2.2.2凍土的各項(xiàng)物理指標(biāo)名詞解釋1．凍土的總含水量：是指凍土中所有冰和未凍水的總質(zhì)量與凍土骨架質(zhì)量之比。即天然溫度的凍土試樣，在100~105℃下烘至恒重時(shí)，失去的水的質(zhì)量與干土的質(zhì)量之比。2．凍土的重度：在凍結(jié)狀態(tài)下，保持天然含水量及結(jié)構(gòu)的土單位體積的重量，稱為凍土的重度。3．含冰量：衡量凍土中含冰量多少的指標(biāo)，有質(zhì)量含冰量，體積含冰量和相對(duì)含冰量。4．未凍水含量：是指凍土中未凍水的質(zhì)量與干土的質(zhì)量之比。對(duì)于一定的土，其未凍水含量僅取決于溫度條件，而與土的含水量無關(guān)。2.2.3凍土的基本物理指標(biāo)凍土的物理狀態(tài)決定于土中水的相變。凍土的基本物理指標(biāo)與非凍土的區(qū)別就在于多了一個(gè)含冰量（確切地說凍土中水包括冰與未凍水）。如同非凍土只要測出比重（）、天然容重（）和天然含水量（）就可計(jì)算出其他物理指標(biāo)一樣，對(duì)凍土只要測得比重（）、天然容重（γ）和總含水量（）和相對(duì)含冰量（），或比重（）、天然容重（）和天然含水量（）和未凍水含量（）即可計(jì)算出其他各指標(biāo)（參見表2-3、表2-4）。1.比重、天然容重和天然含水量凍土的這三項(xiàng)指標(biāo)與非凍土相似，不同之處只是凍土中水包括相冰和液相未凍水，此處不再詳述。表2—3凍土主要物理指標(biāo)的相互關(guān)系由實(shí)驗(yàn)確定之?dāng)?shù)值計(jì)算數(shù)值—比重—原狀土容重總含水量（水與土加水的全重（潮濕土）之比）—相對(duì)冰量或：—比重—容重—重量含水量（水與干土重之比）—非凍土含水量（不凍水含量與干土重之比），相對(duì)冰量重量冰量體積冰量土骨架容量或土的孔隙比單位體積中氣體體積式中—冰的容量表2—4融土物理性質(zhì)指標(biāo)換算或2.未凍水含量試驗(yàn)表明，溫度愈低，凍土中未凍水愈少。未凍水含量取決于負(fù)溫度和凍土的分散度、礦物成分及組成、水溶鹽含量等。如砂在各種負(fù)溫度下未凍水含量為0.2%～0.4%，幾乎全部凍結(jié)。粘土在不同負(fù)溫下未凍水含量可由5%至50%或更多。此外，外部壓力與未凍水含量也有密切關(guān)系。如圖2—3及表2—5所示。3.總含水量即凍土中全部水重（包括水與冰）占土比重（土重、凍重與水重之和）的百分比。表2—5循環(huán)解凍時(shí)凍土中未凍水含量與干土重的百分比溫度（℃）粘土覆蓋粘土覆蓋砂粘土粘砂土砂土-0.334.317.012.0—0.5-1.026.014.0-2.319.812.3———-5.0——7.03.50.3-10.03.5—-20.0——6.4——-30.0—6.8———H·A·崔托維奇定義重量含水量為凍土中冰水重與干土重之比，即（2—1）另有（2—2）式中WZ—重量含水量；—總含水量；gs—土粒重；gi—冰重；gw—水重。由上兩式可得如下關(guān)系：或（2—3）現(xiàn)行《鐵路工程地質(zhì)規(guī)范》中的凍土總含水量指此處重量含水量。相當(dāng)于非凍土的天然含水量。4．含水量（1）相對(duì)含水量：凍土中冰的重量與全部水重之比，即（2—4）對(duì)上式進(jìn)行變換，即可知，測得重量含水量及未凍水含量后，可用上式計(jì)算出相對(duì)含冰量。（2）重量含水量:凍土中水的重量與土顆粒重量之比，即（2—5）對(duì)上式可進(jìn)行如下變換：H·A·崔托維奇給重量含水量的定義與此不同，他以冰重與土總重之比為重量含水量，即(2—6)（3）體積含冰量：凍土中冰的體積與凍土總體積之比，即(2—7)對(duì)上式進(jìn)行變換：式中—凍土的天然容重，kN/m3;—冰的容重，kN/m3。凍土的相對(duì)含冰量、重量含冰量、體積含冰量之間的關(guān)系見表2—6。表2—6凍土各種含冰量間的關(guān)系已知表達(dá)式5.凍土的土粒容重土粒重量與凍土總體積之比。即(2—8)對(duì)上式可進(jìn)行如下?lián)Q算：6．凍土的孔隙比指凍土中孔隙體積與土粒體積之比。即（2—9）對(duì)上式可進(jìn)行如下轉(zhuǎn)換：從以上各式可對(duì)各指標(biāo)進(jìn)行換算。2.3凍土的熱學(xué)性質(zhì)凍土的熱學(xué)性質(zhì)主要包括導(dǎo)熱系數(shù)、熱容量、導(dǎo)溫系數(shù)和比熱容等。2.3.1導(dǎo)熱系數(shù)λ導(dǎo)熱系數(shù)是表征凍土在溫度梯度作用下傳導(dǎo)熱能能力的指標(biāo)。常在有關(guān)的凍融深度、熱量周轉(zhuǎn)和工程熱工計(jì)算中應(yīng)用。在多孔介質(zhì)中，熱能的傳遞是在各種機(jī)理（傳導(dǎo)、對(duì)流、輻射）共同作用下發(fā)生的，由于對(duì)流和輻射在熱量傳遞中影響很小，故在實(shí)際應(yīng)用中可以忽略不計(jì)。（2—9）在一維穩(wěn)定熱傳導(dǎo)情況下的傅立葉定律為式中—單位時(shí)間通過單位面積土的熱量，W/(m·K);—溫度，為溫度梯度。由上式可知導(dǎo)熱系數(shù)的含義，即當(dāng)土層界面溫差為1℃時(shí)，在單位時(shí)間內(nèi)通過一單位面積、一單位厚度土的熱量。2.3.2熱容量土的熱容量是表征土的蓄熱性質(zhì)的物理量，它也是進(jìn)行熱工計(jì)算所必須的參數(shù)之一。有以下兩種表示方法:1.重量熱容量:即比熱，是使單位重量的土溫度升高1℃度所需要的熱量。2.容積熱容量：是使單位體積土溫度升高1℃度時(shí)所需的熱量。兩者的關(guān)系是：=·（2—10）式中—凍土的容量。2.3.3導(dǎo)溫系數(shù)（又稱熱擴(kuò)散系數(shù)）它是表征凍土熱慣性的指標(biāo)。（2—11）式中—導(dǎo)熱系數(shù)，㎡/h;—平均導(dǎo)熱系數(shù)，W/（m·K）;—平均容積熱容量，W/（m3·K）。導(dǎo)熱系數(shù)、熱容量及導(dǎo)溫系數(shù)這三項(xiàng)數(shù)據(jù)在工程勘察中很難測得，只能由專業(yè)凍土隊(duì)完成。試驗(yàn)證明，這三個(gè)指標(biāo)與凍土的干密度有著一定的關(guān)系。2.4凍土的力學(xué)性質(zhì)2.4.1凍土的抗壓強(qiáng)度凍土的抗壓強(qiáng)度與凍土的負(fù)溫度、含水量、礦物成分、顆粒組成以及外力作用時(shí)間等因素有關(guān)。1.凍土抗壓強(qiáng)度與負(fù)溫度、礦物成分及顆粒組成的關(guān)系凍土處于負(fù)溫度下被冰所膠結(jié)，具有很大的強(qiáng)度，隨著負(fù)溫度的變化其強(qiáng)度相應(yīng)地產(chǎn)生急劇的變化。凍土隨著負(fù)溫度的降低其極限強(qiáng)度急劇增加；從-5℃起隨著負(fù)溫度的降低其極限強(qiáng)度基本呈直線變化。各種凍土隨負(fù)溫度降低其極限強(qiáng)度的變化形式相似。當(dāng)含水量相同時(shí)，砂類土最強(qiáng)，粉黏類土最弱，見圖2－4。2.凍土抗壓強(qiáng)度與總含水量的關(guān)系

凍土的抗壓強(qiáng)度取決定于土骨架和冰的抗壓強(qiáng)度以及冰與礦物顆粒間的粘聚力。當(dāng)負(fù)溫度恒定時(shí)，隨著凍土含冰量的增加其抗壓強(qiáng)度也增加，孔隙完全充滿冰時(shí)抗壓強(qiáng)度最大。超過這個(gè)限度極限強(qiáng)度反而降低。凍土含冰量很大時(shí)其瞬時(shí)抗壓強(qiáng)度趨近于一個(gè)限度，即冰的抗壓強(qiáng)度。粉黏類土抗壓強(qiáng)度小，砂類土抗壓強(qiáng)度大。這是由于粉黏類土中未凍水含量比砂類土多的緣故，見圖2－5。3.凍土抗壓強(qiáng)度與外力作用時(shí)間的關(guān)系

凍土的瞬時(shí)抗壓強(qiáng)度（曾測得）可達(dá)成千上萬千帕，相當(dāng)于混凝土的抗壓強(qiáng)度。但長期荷載作用下就會(huì)降低很多，即使應(yīng)力減少許多也會(huì)發(fā)生破壞。這是因?yàn)閮鐾涟l(fā)生了塑性變形，凍土中的冰發(fā)生了緩慢的流動(dòng)。應(yīng)力愈小，破壞所需的時(shí)間愈長。這種現(xiàn)象叫做應(yīng)力松弛。

當(dāng)應(yīng)力小于某一界限時(shí)，荷載長期作用下凍土也不破壞，這個(gè)界限前蘇聯(lián)學(xué)者別列贊采夫稱作永久抗裂強(qiáng)度界限。凍土的永久抗裂強(qiáng)度約為1/6～1/8的快速斷裂強(qiáng)度（或稱長期抗阻力）。確定凍土承蒙力時(shí)必須考慮這個(gè)特性，見圖2－6。2.4.2凍土的抗剪強(qiáng)度凍土的抗剪強(qiáng)度：是指凍土在外力作用下，抵抗剪切滑動(dòng)的極限強(qiáng)度。而凍土的抗剪強(qiáng)度不僅與外壓力有關(guān)，而且與土溫及荷載作用歷時(shí)有密切關(guān)系。凍土的抗剪強(qiáng)度比其抗壓強(qiáng)度要小很多。但凍土的抗剪強(qiáng)度是決定基礎(chǔ)堅(jiān)固穩(wěn)定的必要因素之一。前蘇聯(lián)學(xué)者H·A·崔托維奇認(rèn)為，凍土的抗剪強(qiáng)度是凍土的負(fù)溫度（）、外力（）及其作用時(shí)間（）的函數(shù)，即（2—12）1.抗剪強(qiáng)度與負(fù)溫度的關(guān)系凍土的抗剪強(qiáng)度隨負(fù)溫度的降低顯著增大。前蘇聯(lián)學(xué)者薩瓦連斯基推薦的抗剪強(qiáng)度與負(fù)溫度的關(guān)系為（100kPa）（2—13）式中A、B、C是因土質(zhì)不同而定的系數(shù)。當(dāng)凍土在0℃～-2℃時(shí)，薩瓦連斯基提出以下近似式：（100kPa）（2—14）式中—負(fù)溫度絕對(duì)值；—偏離直線常數(shù)，如圖2—7。2.凍土的抗剪強(qiáng)度與外壓力的關(guān)系在一定范圍內(nèi)凍土的抗剪強(qiáng)度與法向壓力成直線關(guān)系。原蘇聯(lián)學(xué)者H·A·崔托維奇的表達(dá)式為(2—15)式中—粘聚力，kPa；—內(nèi)摩擦角，見圖2—8。3.凍土的抗剪強(qiáng)度與荷載作用時(shí)間的關(guān)系凍土的長時(shí)間抗剪強(qiáng)度比瞬時(shí)抗剪強(qiáng)度小很多。前蘇聯(lián)彼卡爾斯基利用含水量為33%、負(fù)溫度為－2℃的黏性土進(jìn)行實(shí)驗(yàn)，荷載迅速增加時(shí)的抗剪強(qiáng)度為1370kPA，而荷載長期作用下的抗剪強(qiáng)度卻只有110kPA，見圖2－9。4.凍土抗剪強(qiáng)度與含水量的關(guān)系在凍土含水量飽和狀態(tài)以前，其含水量的增加將增加抗剪強(qiáng)度。5.凍土粘聚力的測定根據(jù)塑性理論，凍土粘聚力的表達(dá)式為（2—16）式中—球形壓模上的荷載；—球形壓模的直徑；—不同時(shí)間內(nèi)不同的壓模下沉量。2.4.3凍土的變形性質(zhì)凍土和冰是所謂塑性體，尤其是冰，其塑性變形明顯。當(dāng)負(fù)溫度接近于0℃時(shí)，凍土變形呈塑性；而當(dāng)?shù)蜏貢r(shí)，凍土變形則呈彈性。前蘇聯(lián)學(xué)者通過實(shí)驗(yàn)測得凍土變形分為三階段。1.直線變形階段：當(dāng)壓力不超過100kPa時(shí)凍土呈彈性變形。當(dāng)壓力超過100kPa時(shí)凍土變形由彈性和塑性兩部分組成。2.非直線變形階段：自第一臨界點(diǎn)以后，完全塑性變形、非直線變形急劇增加。3.流動(dòng)變形階段;自第二臨界點(diǎn)以后，壓力不再增加，變形繼續(xù)發(fā)生，凍土已處于“流動(dòng)狀態(tài)”。第二臨界點(diǎn)的壓力稱為極限強(qiáng)度。由于恒溫下長期荷載作用在技術(shù)上難以保證。因此，極限強(qiáng)度的試驗(yàn)僅有少數(shù)得到成功。見圖2—10，圖中為比例極限，為強(qiáng)度極限，是確定地基基本承載力的重要依據(jù)。2.4.4凍土的融化壓縮凍土融化過程中在無外荷作用的情況下，所產(chǎn)生的沉降稱為融化下沉(簡稱融陷)。用相對(duì)融陷量—融沉系數(shù)(亦稱融化系數(shù))A4表示。凍土融化后，在外荷作用下所產(chǎn)生的壓縮變形稱為融化壓縮。用單位荷載下的相對(duì)變形量—融化壓縮系數(shù)ao表示。2.4.5凍脹量土的凍脹是土凍結(jié)過程中土體積增大的現(xiàn)象。土的凍脹性以凍脹率η(凍脹變形量與凍結(jié)深度之比，以百分?jǐn)?shù)表示)來衡量。影響凍脹的主要因素有:土顆粒粒徑大小、礦物成分、土中水分以及補(bǔ)給來源、凍結(jié)條件和外部荷載作用等。一般來說,粗顆粒的土由于水分易于排出而不易產(chǎn)生凍脹,隨著土顆粒粒徑的減小凍脹性逐漸增強(qiáng),但當(dāng)顆粒粒徑達(dá)到黏性土粒徑范圍時(shí),由于水分遷移量減小,凍脹量也相應(yīng)減小;親水性礦物成分含量高的土凍脹性顯著增強(qiáng);對(duì)于凍脹敏感性土,初始含水量大,水分補(bǔ)給充足的土凍脹性特別強(qiáng);溫度越低,未凍水含量越少,冰的相對(duì)含量增加,凍脹性就越顯著;增加土體的外部附加荷載會(huì)對(duì)土體凍脹產(chǎn)生顯著的抑制作用。2.4.6法向和切向凍脹力地基土凍結(jié)時(shí)，隨著土體的凍脹，作用于基礎(chǔ)底面向上的抬起力，稱為基礎(chǔ)底面的法向凍脹力，簡稱法向凍脹力。平行向上作用于基礎(chǔ)側(cè)表面的抬起力，稱為基礎(chǔ)側(cè)面的切向凍脹力，簡稱切向凍脹力。第三章凍土的工程性質(zhì)及地基設(shè)計(jì)原則3.1季節(jié)性凍土的工程性質(zhì)及地基評(píng)價(jià)3.1.1工程性質(zhì)凍土作為建筑物地基，在凍結(jié)狀態(tài)時(shí)，具有較高的強(qiáng)度和較低的壓縮性或不具壓縮性。但凍土融化后則承載力大為降低，壓縮性急劇增高，使地基產(chǎn)生融陷；相反，在凍結(jié)過程中又產(chǎn)生凍脹，對(duì)地基均為不利。凍土的凍脹和融陷與土的顆粒大小及含水量有關(guān)，一般土顆粒愈粗，含水量愈小，土的凍脹和融陷性愈小；反之則愈大。3.1.2凍土按凍脹性分類季節(jié)性凍土的凍脹性按不同土質(zhì)、凍前天然含水量、凍結(jié)期間地下水位距凍結(jié)面的最小距離以及平均凍脹率來劃分凍脹類別，如表3—1所示。表3—1季節(jié)性凍土的凍脹性分類土的名稱凍前天然含水量w(%)凍結(jié)期間地下水位距凍結(jié)面的最小距離hw(m)平均凍脹率η(%)凍脹等級(jí)凍脹類別碎(卵)石，礫、粗、中砂(粒徑小于0.075mm顆粒含量大于15%)，細(xì)砂(粒徑小于0.075mm顆粒含量大于10%)w≤12>1.0η≤1Ⅰ不凍脹≤1.01<η≤3.5Ⅱ弱凍脹12<w≤18>1.0≤1.03.5<η≤6Ⅲ凍脹w>18>0.5≤0.56<η≤12Ⅳ強(qiáng)凍脹粉砂w≤14>1.0η≤1Ⅰ不凍脹≤1.01<η≤3.5Ⅱ弱凍脹14<w≤19>1.0≤1.03.5<η≤6Ⅲ凍脹19<w≤23>1.0≤1.06<η≤12Ⅳ強(qiáng)凍脹w>23不考慮η>12Ⅴ特強(qiáng)凍脹粉土w≤19>1.5η≤1Ⅰ不凍脹≤1.51<η≤3.5Ⅱ弱凍脹19<w≤22>1.5≤1.53.5<η≤6Ⅲ凍脹22<w≤26>1.5≤1.56<η≤12Ⅳ強(qiáng)凍脹26<w≤30>1.5≤1.5η≤12Ⅴ特強(qiáng)凍脹w>30不考慮粘性土w≤wp+2>2.0η≤1Ⅰ不凍脹≤2.01<η≤3.5Ⅱ弱凍脹wp+2<w≤wp+5>2.0≤2.03.5<η≤6Ⅲ凍脹wp+5<w≤wp+9>2.0≤2.06<η≤12Ⅳ強(qiáng)凍脹wp+9<w≤wp+15>2.0≤2.0η>12Ⅴ特強(qiáng)凍脹w>wp+15不考慮注:1wp--塑限含水量(%)；w--在凍土層內(nèi)凍前天然含水量的平均值；2鹽漬化凍土不在表列；3塑性指數(shù)大于22時(shí)，凍脹性降低一級(jí)；4粒徑小于0．005mm的顆粒含量大于60％時(shí)，為不凍脹土；5碎云類土當(dāng)充填物大于全部質(zhì)量的40%時(shí)，其凍脹性按充填物土的類別判斷；6碎石土、礫砂、粗砂、中砂(粒徑小于0．075mm顆粒含量不大于15%)、細(xì)砂(粒徑小于0．075mm顆粒含量不大于10%)均按不凍脹考慮。3.2多年凍土的工程性質(zhì)和地基評(píng)價(jià)多年凍土的工程性質(zhì)取決于凍土體內(nèi)的水、熱、力的平衡關(guān)系，凍土的物理力學(xué)性質(zhì)及熱學(xué)性質(zhì)是凍土溫度的函數(shù)。地溫增加促使地下冰融化，改變了凍土內(nèi)部組構(gòu)，從而改變了凍土的