3.2 土体冻结过程中的水分迁移机理及温度特征
3.2.1 与土体冻结过程中水分迁移有关的几个概念
1.原驻水和迁移水
原驻水系指土体冻结前的含水量。
迁移水系指冻结前土体中（冻深范围内）并没有这些水分，而是在冻结过程中在各种冻胀机理或水土势的作用下，从未冻层移动过来的水。天然条件下的迁移水，一是来自卧槽土层的水，二是来自地下水。迁移水造成的土体冻胀要比原驻水冻胀严重得多。
2.开敞型冻结和封闭性冻结
开敞型冻结系指在外水源补给条件下的冻结，其形成的冻胀称为开敞型冻胀。
封闭型冻结系指在无外水源补给条件下的冻结，其形成的冻胀称为封闭型冻胀。
在封闭型冻结时，土体的冻胀性大小主要取决于土中原驻水量。但在开敞型冻结时，冻胀性的强弱主要取决于外来水补给情况，特别是地下水位的高低，尤其关键。一般是以地下水位以上的毛细管高度决定外来水补给的可能性。若在冻结期内，土体的冻结锋面与地下水位的距离小于该种土质的毛细管上升高度，则认为是开敞型冻结，如果外界冻结强度适宜，则会引起极强冻胀。如果土体的冻结锋面与地下水位的距离大于该种土质的毛细管上升高度，则认为是封闭型冻结，土体的冻胀取决于原驻水含量。
3.水分迁移和水分重分布
在外界温度梯度作用下，土中水分由一处移到另一处的现象，称为水分迁移。水分迁移的结果，使土层中各点的含水率发生了变化，这种现象称为水分重分布。
3.2.2 土体冻结过程中的水分迁移机理
土体中的水是冻结过程中成冰的源泉，成冰量的多少不仅取决于土的起始含水量，而且取决于冻结过程中水分的运动状况。一般来说，水分运动状况是土体冻结强弱的重要的影响因素。
假设把土体与其所在的环境作为一个体系来看，则土中水处于不断的运动状态，参与大气及下伏水层的大循环。土中水的运动取决于控制水分的各种力的变化，包括土粒对水分的吸引力、水的表面张力、重力、渗透压和水汽压等。土中水的运动形式主要有渗入、毛管水上升、蒸发和汽化、水汽扩散、薄膜水迁移、毛管水迁移和地下水流动等。《冻土物理学》（徐学祖，2001）列举了土中水分分布的物理模型，如图3.2所示。由图3.2可见土颗粒外围主要有三层水膜：吸湿水、薄膜水和毛管水。土中孔隙完全被水充满，即土处于饱和状态时（模型1），土中只有液态水；土中孔隙未完全被水充满，即土处于非饱和状态时，土中存在汽和液两种状态的水，而且毛管水可分为管状毛管水（模型2）和闭塞毛管水（模型3）两种情况。
图3.2 土中水分分布的物理模型
A—土骨架；B—吸湿水；C—薄膜水；D—毛管水
图3.3 土中薄膜水迁移原理示意图
土体冻结后，由于温度高处未冻结含水量高、土颗粒外围水膜厚度大、土水势绝对值小，温度低处未冻含水量低、土颗粒外围水膜厚度小、土水势绝对值大，造成薄膜水从温度高处向温度低处迁移。图3.3列举了薄膜水迁移原理示意图。
由图3.3可见，若两土颗粒半径相等（ra=rb）且颗粒外围的水膜厚度不等（a>b），则在c处的水分子受到土粒A的吸力小于土粒B的吸力，于是水分将从a膜移向b膜，直至水膜厚度相等为止。
毛管悬着水的迁移是由于凹形弯月面引起土水势的差异造成。毛细势值可用拉普拉斯（Laplace）公式计算：
式中 P——土水势；
r——毛管半径；
γ——水溶液的表面张力；
θ——水溶液与毛细管壁间的接触角。
由式（3.19）可见，毛管半径大则土水势绝对值小，反之亦然。因此，毛管悬着水将从粗毛管向细毛管迁移。但在模型3中，闭塞毛管水是不能迁移的，只能原位冻结。随着土中含水量的减少，毛管中气态水含量增大，土中的水分可以气态和液态两种方式迁移。由于不同温度下饱和蒸汽压数值不等，温度高处饱和蒸汽压大，温度低处饱和蒸汽压小，所以气态水从高温处迁向低温处，并在低温处冻结成冰。
土中水分迁移量的大小与土质、水分性状及外界温度和压力等有关。
由上述可推论，水膜厚则迁移快，水膜过薄而失去连续性时，液态水停止迁移。黏性土中因土颗粒细小，比表面积大，孔隙小，水分迁移所受摩擦力大，且胶体易阻塞孔隙，但毛细势大，所以水分迁移速度慢但迁移距离远。温度高表面张力和黏滞性小，温度低表面张力和黏滞性大，水分向温度低处迁移但在低温处迁移速度将减缓。
土中易溶盐含量高，表面张力大，虽有利于水分迁移，但水中摩擦力大又使迁移速度减小，同时冰点降低，不利于冻结过程中的水分迁移。
3.2.3 土体冻结过程中的温度特征
纯净的水在0℃时冻结，而蒸馏水冷却到零下许多度仍然处于液态，这种液态水称为过冷水。在室内试验发现最低过冷水的温度为-5℃，可是将这种负温下的水稍微施加震动，立刻会出现冰晶。水的这种超过相变温度而未发生相变的现象称为水的过冷现象。
水的过冷现象和冷却强度有关，见表3.3。当水处于温度接近0℃的介质中，观测表明：水长期保持过冷状态而不结晶，当冷却强度较大时，则观测不到水的长期过冷；水在土体介质中过冷状态与水在容器中的过冷状态相比较，由于在土中存在较多的结晶核，水的过冷状态的稳定性较小。
表3.3 水过冷与冷却强度的关系
水过冷与水的体积有关。水体积越小，结晶核形成的几率减小，过冷持续时间和程度增大。如薄膜水、小直径毛管水和岩石小裂隙中的水，过冷状态的稳定性提高。有人做过试验，把一滴水冷却到-72℃仍未结晶。
土中水的过冷温度取决于土的含水量。随着土的含水量减小，矿物颗粒表面对水分子的引力将阻碍水形成冰晶核，所以当土的含水量减少到接近大分子吸水量时，土内水的过冷温度可降低约1～2℃。天然条件下，土体表层冻结后，冰晶体已经深入土层下部，下部土层不会出现水的过冷现象。因此，土中水的过冷现象只限于表层土。
根据苏联А·П·Боженова的室内试验，各种土的冻结和融化过程，其温度特征可以分成如下5个阶段。黏土和砂土冷却 冻结曲线，如图3.4和图3.5所示。
图3.4 黏土冷却-冻结曲线
图3.5 砂土冷却-冻结曲线
（1）冷却阶段。土体在外界负温环境里逐渐冷却，且处于过冷状态。
（2）温度突变阶段。土体中有冰晶形成，水发生相变，放出潜热，土温跳跃式上升到土中水冻结温度。
（3）温度突变阶段。此阶段土体温度相对稳定并等于土中水的冻结温度。
（4）进一步冷却阶段。土中自由水已经冻结，薄膜水的结晶需要更低的温度，随着薄膜水厚度不断减薄，土颗粒表面能其对吸附力增大，所以土体冻结温度必须越低。冻结过程由温度突变阶段过渡进一步冷却阶段。
（5）融化阶段。随着外界温度升高，土中冰融化成水，这时需要吸收相变时潜热，所以土温保持相对稳定，当土中冰全部融化时，土温开始明显上升。
相关试验表明，土中水在过冷以后，只要一开始结晶，由于释放潜热，土温开始上升，达到某一温度开始稳定下来，这时发生土孔隙中水的冻结过程，该稳定温度称为土的起始冻结温度。
土的起始冻结温度与土的颗粒大小、含水量、矿物成分以及水溶液浓度有关。含水量越小，特别是当土的含水量接近于最大分子含水量时，由于土颗粒表面能作用，起始冻结温度越低。土颗粒分散度越大，起始冻结温度越低。土中水含盐量增加时，起始冻结温度降低。