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《季节冻土区冬季施工冻融防控理论与技术》是两河口水电站大坝冬季施工冻融防控、施工设计关键问题历时10余年研究成果的全面总结。两河口水电站大坝高303m，是世界上已建成的*高的土石坝。《季节冻土区冬季施工冻融防控理论与技术》从全新视角开展了高频、强冻融特殊条件下短时季节冻土区冻融防控理论和防控关键技术的系统性研究，是当前季节冻土区土石坝建设冻融防控最新研究成果的呈现。《季节冻土区冬季施工冻融防控理论与技术》共8章，内容主要包括：我国季节冻土区的分布特性和工程影响；高频、强冻融作用下心墙土料微观机理和特性；心墙冻融土料的力学特性和本构模型；冻融作用下土料的物理及渗透性质变化机制；工程影响下土料冻融变化规律；冻融监测体系、预测预报方法；冻融防控体系；两河口水电站的工程实践。《季节冻土区冬季施工冻融防控理论与技术》以实测、试验资料为支撑，以理论与实践结合为特点，内容全面翔实，可为国内外季节冻土区各类工程建设提供重要的参考和借鉴。
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目录前言第1章 我国冻土区冻土发育特性、规律和工程影响 11.1 冻土的定义 11.2 冻土的分类 11.3 多年冻土分布区 31.4 季节冻土分布 101.5 冻土基本物理性质 201.6 冻土对工程的影响 40参考文献 42第2章 心墙土料冻融微观机理与理论 442.1 土体微观结构及其研究方法 442.2 不同冻融循环次数下土颗粒变化规律 532.3 不同冻融循环次数下土样微观结构变化规律 582.4 冻融循环过程中不同偏差应力作用下土颗粒变化规律 622.5 冻融循环过程中不同偏差应力作用下土样微观结构变化规律 65参考文献 67第3章 土料冻融力学特性及本构模型 693.1 冻融心墙砾石土料力学特性 693.2 冻融心墙接触黏土的力学特性 753.3 冻融作用下心墙土料的本构模型 843.4 冻融作用下心墙土料的水-热-力耦合数值分析 91参考文献 106第4章 冻融作用下土料物理力学性质变化机制 1074.1 单向冻融作用下土体冷生构造特征研究 1074.2 冻融土体导热系数变化特性 1194.3 冻融循环对大坝心墙土料渗透性的影响及其机理 123参考文献 136第5章 工程影响下土料冻融变化规律及其影响因素 1385.1 现场冻融观测试验研究 1385.2 两河口地区气象条件 1425.3 土料冻融过程分析 1485.4 砾石土近地表冻融特性的驱动因素分析 1525.5 不同工况条件下土料冻融变化规律及其影响因素研究 1565.6 本章小结 161参考文献 162第6章 工程条件下冻融监测体系的建立与有效工作 1646.1 冻融监测原则和体系 1646.2 心墙防渗土料冻融检测原则 1656.3 心墙全仓面冻融快速检测技术 1666.4 基于传热模型的冻融预测 181参考文献 194第7章 冻融防控体系 1967.1 冻融防控原则的建立 1967.2 土料冻融防控方法的选用 2007.3 冻融防控体系的建立 2087.4 本章小结 214参考文献 215第8章 冬季施工工程实践与成效 2178.1 两河口水电站大坝冬季施工面临的挑战 2178.2 两河口水电站大坝冬季施工关键技术科研创新攻关 2218.3 两河口水电站大坝冬季施工实践 2288.4 两河口水电站大坝冬季施工成效 238参考文献 242
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第1章我国冻土区冻土发育特性、规律和工程影响 1.1冻土的定义 冻土指温度在0℃或0℃以下，并含有冰的各种岩土和土壤。温度在0℃或0℃以下，但不含冰的岩土和土壤，称作寒土。寒土又可分成不含冰和重力水的干寒土，以及不含冰但含负温盐水或卤水的湿寒土。在自然界中，冻土层或冻土区既包含冻土，也包含寒土。 在岩石圈–土壤–大气圈的系统中，岩土及土壤因温度降低而冻结的过程实质上是与大气间热质交换的过程，当温度达到0℃及低于0℃，土壤水由液态转为固态（纯净水在正常大气压下，在0℃就冻结成冰；土壤水的结冰点均低于0℃）时，则认为土壤处于冻结状态。松散土壤被冰胶结在一起，呈现为坚硬的块状冻土体，冻土体中的冰（或称为地下冰）呈现为结晶状、胶结状、包裹状、层状、网状、脉状。极为干燥的土壤或含有较高比例高矿化度湿土的土壤，土体温度虽为0℃或低于0℃，却无结晶冰体，属于仍处于“冻结”状态的干燥松散土粒或潮湿土体。这两种状态的“冻结”土体的物理力学性质存在巨大差别，故前者列为冻土，后者列为干寒土或湿寒土。 作为地基土来说，因冰的存在和胶结作用，冻土随着温度场、应力场和水分场的变化可直接改变其承载力、融化下沉性等物理力学特性及工程地质性质。随着环境温度的变化，冻土时而具有似混凝土的强度，时而表现为似软土、淤泥的特性。融土指曾经处于冻结状态而后融化的岩土。非冻土指正温状态下的岩土。 1.2冻土的分类 我国位于欧亚大陆的东南端，北至黑龙江漠河附近（53°33′N），南至南沙群岛的曾母暗沙（3°51′N），南北跨纬度约近50°；东起黑龙江抚远以东（135°05′E），西至帕米尔高原东缘（73°40′E），东西相隔近62个经度。整个地势西高东低，西部主要为高山和高原，东部主要为平原和丘陵，呈三级阶梯状分布。**级阶梯是青藏高原，平均海拔在4000m以上，高山主要有可可西里山、巴颜喀拉山、唐古拉山、念青唐古拉山、横断山脉等，高原内部还有盆地、湖泊、洼地和深谷；第二级阶梯与第三阶梯以大兴安岭、太行山、巫山等山脉的东麓为分界线，第二阶梯的平均海拔大致为1000～2000m，分布有大型的高原和盆地，亦有深切河谷。第三级阶梯是东部海拔低于500m的松辽、黄淮海和长江下游平原，间有海拔500～1500m的丘陵山地（中华人民共和国年鉴社，2023）。 上述的地理特征、海陆分布及多山地形直接影响着我国气候带多样性的形成。在低山丘陵和平原区，从北到南，随着纬度降低，气候由寒冷过渡到温暖，形成寒温带、中温带、暖温带及北-中-南亚热带，各带年平均气温由低于.4℃升高到18～22℃，岩土状态由终年冻结过渡到季节性冻结至瞬时冻结，这反映了纬度影响下的地带性规律。在青藏高原等高山区，海拔升高，气候随之逐渐变为寒冷，形成高原温带、高原亚寒带、高原寒带，各带年平均气温由0～5℃下降到低于.4℃，甚至更低，冻土状态由瞬时冻结逐渐过渡到常年冻结，这反映了垂直海拔影响下的非地带性规律。 1.2.1按冻结状态持续时间分类 按土体冻结状态持续时间，冻土可分为以下几种。 多年冻土—土冻结状态持续时间为两年至数万年。 季节冻土—土冻结状态持续时间为半个月至数月。 短时冻土—土冻结状态持续时间为一天以上、一个月以下。 瞬时冻土—土冻结状态持续时间为数小时至数日。 在某些特殊情况下，寒冷气候使地表温度＜0℃保持相当长的时间，导致土冻结状态持续时间超过一年，但短于两年，将这种冻土称为隔年冻土。 将不同冻土类型分布的区域（区或带）分别称为多年冻土区（带）、季节冻土区（带）和瞬时冻土区（带）。在多年冻土区中某些地段（如河谷的阶地等），因水热条件不能发育多年冻土，但可发育季节冻土或瞬时冻土，将这些地段称为融区。 1.2.2按多年冻土形成和存在的自然条件分类 按多年冻土存在的自然环境和控制多年冻土发育的主导因素，将我国多年冻土区的冻土分为高纬度冻土和高原、高山多年冻土。 以纬度地带性控制为主导发育的多年冻土，称为高纬度多年冻土，如大小兴安岭多年冻土区的冻土。 以海拔非地带性控制为主导发育的多年冻土，称为高原多年冻土，如祁连山、青藏高原东部、青藏高原多年冻土区的冻土。 以纬度地带性和海拔非地带性控制为主导发育的多年冻土，称为高山多年冻土，如西部的阿尔泰山、天山，东部的黄岗梁、长白山，中西部的太白山、五台山等多年冻土的冻土。 1.2.3按多年冻土分布的连续程度分类 在多年冻土区（带）内，不同成因形成的面积大小不一的融区，阻隔和制约多年冻土分布的连续性（图1.1）。在受纬度地带性因素控制发育的大小兴安岭多年冻土区及受海拔非地带性因素控制发育的青藏高原的高平原多年冻土区内，按多年冻土分布的连续程度分类具有较实际的应用意义，如俄罗斯以多年冻土分布连续性达90%为界。我国东北多年冻土区按表1.1分类。 （1）据冻土横向连续性分类如下。大片连续多年冻土—除大河、湖泊下及构造断裂带附近出现融区外，多年冻土在某个地带基本呈连续整体分布［图1.1（a）］。岛状多年冻土—多年冻土以分散的岛状形式出现多年冻土岛［图1.1（b）］，其南界即为多年冻土区的南界。 图1.1冻土水平分布区和季节融化层、季节冻结层垂直剖面示意图 不连续多年冻土—连续程度介于大片连续与岛状多年冻土之间，其南界大致与.4℃年平均气温等值线相当。 （2）据冻土活动层与下卧土层关系分类如下。 季节冻结层—土冻结层的下卧土层为融土（非冻结）层，属于季节冻土区［图1.1（c）］。 季节融化层—土冻结层的下卧土层为多年冻土层，属于多年冻土区［图1.1（a）］。 按季节融化层下部土层的关系，可进一步将多年冻土分为以下3类。 衔接多年冻土—季节融化层回冻的厚度足以与下卧多年冻土层的上限衔接或超过其上限的多年冻土［图1.1（a）］。 不衔接多年冻土—季节融化层回冻的厚度不能与下卧多年冻土层（上限）衔接，之间存在融土层的多年冻土［图1.1（b）］。 融土层（核）—寒季期间，季节融化层未能回冻的残存融土层，路基（机场跑道）下残存的融土层称为融化层（核）。 1.3多年冻土分布区 据周幼吾等（2000）的资料，我国多年冻土和季节冻土的面积占国土面积的70%（其中多年冻土面积约占22.4%），算上短时冻土，面积约达国土面积的90%（陈博和李建平，2008）。我国多年冻土分布面积仅次于俄罗斯、加拿大，主要分布于东北大小兴安岭和松嫩平原的北部、青藏高原、天山，也零星分布在季节冻土区的高山上。多年冻土所占面积、年平均地温和厚度是衡量多年冻土区发育的特征指标。多年冻土的年平均地温、地下冰含量与分布、冻土上限深度是工程设计的重要指标。在论述我国多年冻土区分布前，先就设计指标的分类予以介绍。 1.3.1按年平均地温分类 多年冻土年平均地温是反映多年冻土层存在的重要标志，也是评价多年冻土发育和热稳定状态的重要参数。年平均地温指地表以下某一深度土壤或岩石温度在一年中的平均值，该深度的温度需不受昼夜和季节变化的影响，温度变化幅度趋于0（图1.2），该深度为年变化深度，此深度以下每增加一定深度温度升高的摄氏度数为地温梯度，一般以（℃/100m）表示。冻土年平均地温反映一定地质、自然地理条件下多年冻土层的热量状况。 图1.2多年冻土低温*线 由于年平均地温反映多年冻土热状况，地温越低，冻土的热稳定性越好，也就是说抗外界（自然或人类）热干扰能力越强。 根据青藏公路和大兴安岭铁路运营的观测，高温冻土指多年冻土年平均地温高于.1.5℃（沥青路面）或.1.0℃（碎石路面）的冻土；低温冻土指多年冻土年平均地温低于.1.5℃（沥青路面）或.1.0℃（碎石路面）的冻土。 俄罗斯根据多年冻土的冻结状态描述进行分类（崔托维奇，1985），其中坚硬冻土的温度界限：粉砂为.0.3℃；粉质土为.0.6℃；粉质黏土为.1.0℃；黏土为.1.5℃；高分散性黏土（特别是含蒙脱石）为.7.0～.5.0℃。相对压缩系数mv＜0.001MPa.1。塑性冻土指冻土负温度高于坚硬冻土温度特征值的高温冻结黏土和粉质黏土，相对压缩系数为mv＞0.1MPa.1及mv≈0.01～0.1MPa.1。 （冰饱和的高压塑性冻土）（冰饱和度小于0.8的高温冻土）将高温冻土定义为含较多未冻水、冻结状态的压缩性较小的塑性冻土；低温冻土指被冰牢固胶结的，实际上不可压缩的坚硬冻土。 1.3.2按冻土含冰量分类 地下冰是冻土所*有的特征，其形成、存在和融化对地形、水文、生物、土壤和工程建筑等均有重要的影响。地下冰成因较为复杂，世界上列出的就有20多种。在冻土中分布的冷水构造也较多，基本上可分为整体状、层状（薄层状、厚层状）、网状、脉状，在砾石土中还有包裹状、壳状等。冻土中的冰融化后对地形、工程建筑影响*明显，也是*重要的。因此，可根据多年冻土层中地下冰的含冰量对其进行分类。 我国常将冻土体积含冰量＜10%（黏性土）或＜15%（非黏性土）的整体状多年冻土定义为少冰冻土；将冻土体积含冰量为10%～20%（黏性土）或15%～25%（非黏性土）的网状多年冻土定义为多冰冻土；冻土体积含冰量为20%～30%（黏性土）或25%～35%（非黏性土）的层状多年冻土为富冰冻土；冻土体积含冰量为30%～50%（黏性土）或35%～50%（非黏性土）的斑状多年冻土为饱冰冻土；冻土体积含冰量＞50%（黏性土或非黏性土）的基底状多年冻土为含土冰层。 工程设计依据冻土融化可能产生的沉降量，分为高、低含冰量两类冻土。其中低含冰量冻土包括少冰冻土和多冰冻土，融化后沉降量较小。高含冰量冻土包括富冰冻土、饱冰冻土和含土冰层，融化后具有较大或很大的沉降量。 俄罗斯将含冰量大于50%的多年冻土定义富含冰冻土，将含冰量为25%～50%的多年冻土定义为含冰冻土，将含冰量小于25%的多年冻土定义为微含冰冻土（崔托维奇，1985）。 1.3.3东北多年冻土基本特征 东北多年冻土区位于欧亚大陆多年冻土区的南缘地带，面积约39万km2，位于46°30′N～53°30′N，海拔为几百米至1000m。具有以下几个特点。 （1）纬度地带性控制冻土发育显著。自北向南，年平均气温逐渐升高（由.5℃升高至0℃），冻土年平均地温也由.4℃升高至.1～0℃，多年冻土厚度从100～130m减少至几米，多年冻土面积从大片连续（或断续）分布过渡到岛状分布，最终减少至零星分布（表1.1）。 （2）西部大兴安岭多年冻土大片连续分布，至东部小兴安岭变为岛状和稀疏分布，冻土年平均地温由西向东逐渐升高。 （3）多年冻土主要发育在沼泽湿地，年平均地温*低，冻土厚度最大，地下冰层*发育。山岭和其南坡的多年冻土不发育，以致在部分地段多年冻土消失。 （4）岛状和稀疏多年冻土分布地带比较广泛，南北宽度达200～400m，局部地带达700～800m。多年冻土与季节冻土相互交错，是多年冻土区向季节冻土区过渡地带。 （5）多年冻土区的自然地理南界大致位于46°40′N，呈“W”字形，东西两部分（小兴安岭和大兴安岭）向南延伸，中间（松嫩平原）向北凸起（或许受五大连池火山地热的重叠影响），这反映了纬度和海拔叠加影响的结果。 （6）多年冻土区（近地表层存在季节冻结-融化活动层）的冻土上限（最大季节融化深度）由北至南随纬度降低而增大（表1.2）。粗粒土的冻土上限一般为1.5～4.3m。 （7）地下冰集中发育在第四纪松散细颗粒土层，特别是在沼泽湿地的泥炭层中，多呈厚层状、网状构造，甚至是纯冰层，体积含冰率由0.2～0.4变化到0.8～0.9，
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