Содержание к диссертации
Введение
Глава 1. Современные представления о неизотермическом влагопереносе в дисперсных грунтах 10
1.1. Понятие о неизотермическом влагопереносе 10
1.2. Природа неизотермического влагопереноса 11
1.3. Параметры неизотермического влагопереноса 17
1.4. Внутренние и внешние факторы неизотермического влагопереноса 20
1.4.1. Влияние влажности 21
1.4.2. Влияние плотности 23
1.4.3. Влияние степени насыщения и величины удельной поверхности 24
1.4.4. Влияние гигроскопичности, дифференциальной влагоемкости и влагопроводности 25
1.4.5. Влияние литологического типа грунтов 27
1.4.6. Влияние концентрации электролита порового раствора 28
1.4.7. Влияние температурных условий 29
1.4.8. Влияние общего газового давления 30
Выводы к главе 1 и постановка задач исследования 31
Глава 2. Характеристика исследуемых грунтов 33
2.1. Выбор грунтов для исследования 33
2.2. Химико-минеральный состав грунтов 35
2.3. Структурно-текстурные особенности грунтов 38
2.4. Физические и физико-химические свойства грунтов 47
2.4.1. Физические свойства грунтов
2.4.2. Физико-химические свойства грунтов 49
Выводы к главе 2 55
Глава 3. Методика исследования параметров неизотермического влагопереноса 56
3.1. Общая методика решения поставленных задач 56
3.2. Методика анализа состава и свойств грунтов 57
3.3. Методика подготовки образцов для исследований 58
3.4. Методика лабораторных исследований параметров неизотермического влагопереноса дисперсных грунтов 58
3.5. Методика расчета параметров неизотермического влагопереноса по
результатам лабораторных испытаний 60
3.6. Методика анализа параметров неизотермического влагопереноса с помощью
треугольных диаграмм фазового состава грунтов 61
3.6.1. Особенности треугольных диаграмм фазового состава грунтов 61
3.6.2. Анализ параметров неизотермического влагопереноса с помощью треугольных диаграмм фазового состава грунтов Выводы к главе 3 65
Глава 4. Закономерности и факторы неизотермического влагопереноса в песчаных и пылеватых грунтах 66
4.1. Влияние минерального и фазового состава грунтов 66
4.2. Влияние структурно-текстурных особенностей
4.2.1. Влияние гранулометрического состава на закономерности неизотермического влагопереноса в грунтах 86
4.2.2. Влияние параметров порового пространства грунта
4.3. Влияние плотности грунтов 110
4.4. Влияние водонасыщенности и наличия различных категорий влаги 115
Выводы к главе 4 137
Глава 5. Прогноз и моделирование неизотермического влагопереноса в песчаных и пылеватых грунтах 139
5.1. Обоснование моделирования 139
5.2. Преобразования подобия для неизотермического влагообмена в закрытых
140
системах
5.3. Методика прогнозирования параметров неизотермического влагопереноса в дисперсных грунтах для стационарного профиля 142
5.4. Методика прогнозирования параметров неизотермического влагопереноса в дисперсных грунтах для нестационарного профиля
5.4.1. Уравнение, описывающее процесс 146
5.4.2. Описание безразмерного поправочного коэффициента К 148
5.4.3. Вычисление перепада влажности во времени 155
5.4.4. Алгоритм получения профиля влажности 157
Выводы к главе 5 158
Заключение 159
Список литературы
- Параметры неизотермического влагопереноса
- Физические и физико-химические свойства грунтов
- Методика лабораторных исследований параметров неизотермического влагопереноса дисперсных грунтов
- Влияние гранулометрического состава на закономерности неизотермического влагопереноса в грунтах
Параметры неизотермического влагопереноса
В движение влаги в грунте также может вносить вклад термоосмос и термосамодиффузия жидкой фазы. Явление термоосмоса было открыто и описано Б.В.Дерягиным [Дерягин, Сидоренков, 1941]. При напорной фильтрации воды через пористые фильтры знак разности температуры перед и за фильтром зависит от разности напоров и скорости потока. Таким образом, предполагается, что в зависимости от разности напоров в движение вовлекаются слои внутрипоровой жидкости в разной мере удаленные от поверхности твердой фазы и вследствие этого имеющие разные термодинамические свойства [Дерягин и др., 1965]. При определенных условиях раздел между движущейся и неподвижной жидкостью может проходить по контактной зоне между слоем воды, обладающем структурой объемной жидкости и слоем с измененной структурой, связанной с твердой фазой. В этой контактной зоне разупорядочение структуры больше, чем в обоих слоях, поэтому жидкость в этой зоне обладает большей энтропией и теплосодержанием, чем объемная. Выход из фильтра жидкости, содержащейся в этой зоне и в более отдаленных от твердой фазы слоях, должен сопровождаться повышением температуры, в вход - ее понижением [Дерягин, Чураев, 1984; Дерягин и др., 1989]. В случае наложения на изобарический фильтр разности температур, не превышающей определенной величины, возникающий термоосмотический поток будет направлен в сторону с меньшей температурой. Согласно оценкам А.М.Глобуса в почвах этот процесс не играет существенной роли при grad Т 1 - 5 град/см [Глобус, 1983].
Многообразие возможных механизмов жидкостного термопереноса влаги и наличие в ненасыщенных почвах всех необходимых условий для диффузии пара стимулировали гипотезы о том, что два этих главных типа термопереноса не только протекают параллельно, но и взаимодействуют. Впервые мысль о том, что сочетание процессов микроиспарения и конденсации внутри пор с жидкостным потоком может ускорять результирующий перенос влаги, была высказана С.С. Морозовым. Качественную модель комбинированного процесса термопереноса выдвинул В.О. Смит [Smith, 1943; Wintercorn, 1958], предположивший, что испарение влаги с одной стороны элементарной поровой ячейки, диффузия пара и конденсация на другой стороне вызывают нарушение капиллярного равновесия жидкой фазы и служат "триггером", инициатором термопереноса жидкости.
Суммируя все ранее полученные данные по процессам влагопереноса, А.В.Лыков вывел следующее общее уравнение [Лыков, 1972]: JWT = -AmV9 - (Jr) 6TVT - kpVP, (1.6) где - некоторый обобщенный потенциал переноса влаги; Р - общее давление газа в пористом теле; щ - коэффициент термовлагопроводности; кp - коэффициент фильтрации газа; Ст -дифференциальная влагопроводность; дТ - термоградиентный коэффициент. Это уравнение общего вида и практически применяться не может. Но оно указывает на три независимые компонента потока ("изотермический", термопаровой и терможидкостной). Первая теория неизотермического движения влаги в поровых материалах была представлена в работе Дж.Р. Филиппа и Д.А. де Врайса [Philip, de Vries, 1957] (в дальнейшем ФДВ). Модель ФДВ состоит из уравнения влагопереноса, которое учитывает как паровую, так и жидкую фазы, и уравнения энергии. Эта ранняя модель рассчитана для диффузии пара с учетом зависимости давления пара от температуры и матричного потенциала (эффект Кельвина). Перенос жидкости включает как гравитационную инфильтрацию, так и перенос, связанный с градиентами матричного потенциала, возникающими как следствие градиентов влажности и температуры. Уравнение энергии учитывало теплопроводность и скрытую теплоту испарения при переносе паром. Для учета местных колебаний температурных градиентов в воздушной фазе и для потока пара сквозь так называемые жидкие «острова», в модель ФДВ вводятся коэффициенты усовершенствования для перемещения паров воды. Хотя было показано, что модель ФДВ качественно описывает большинство ранних экспериментальных данных для неизотермического влагопереноса в поровой среде, для сопоставления результатов экспериментов с прогнозами модели был предложен коэффициент усовершенствования в качестве эмпирической связи для паров воды с целью изменить первоначальную модель ФДВ, что было использовано при реализации математического обеспечения модели [Jansson, 1991; Simunek, Sejna, van Genuchten, 1998]. Однако такие изменения не дали удовлетворительного соответствия между прогнозами модели ФДВ и полевыми данными [Cahill, Parlange, 1998; de Vries, 1987], в то время как лабораторные колонковые исследования предоставили лишь ограниченное подтверждение теории ФДВ [Thomas, He, 1995; Gray, Miller, 2005]. Больший успех был достигнут с модифицированной моделью ФДВ, основанной на влаго- и теплопереносе, учитывающей влияние осмотического давления. Эта модель переноса связанной воды и тепла, основанная на теории ФДВ, преобразованая для учета влияния осмотического давления и сопряженая с моделью переноса растворенных веществ, была разработана И.Н.Нассаром и Р.Хортоном [Nassar, Horton, 1992]. Экспериментальные результаты неизотермического исследования в трубке длиной 10 см [Nassar et al., 1992] оказались вполне совместимыми с общей тенденцией расчета профилей влажности и температуры, особенно в тех экспериментах, где начальная объемная влажность была равна или выше 0,11. Однако если в начале опыта грунты были относительно сухими, прогнозы содержания влаги в грунте превышали измеренное значение непосредственно вблизи горячего торца трубки.
Учитывая сильную связь различных процессов массо- и энергопереноса, проводились разнообразные исследования в попытке оценить относительный вклад разных механизмов переноса влаги в неизотермических условиях [Milly, 1982; Milly, 1984; Monji et al., 1990; Boulet et al., 1997; Yamanaka et al., 1998]. Милли использовал преобразованную модель [Milly, 1982; Milly, 1984], в которой учитывался гистерезис задержки кривых грунт-вода, в результате чего сделал вывод, что изотермальный диффузионный поток пара (за счет эффекта Кельвина) выше, чем термический диффузионный поток пара (за счет зависимости давления пара от температуры) при влагопереносе вблизи грунтовой поверхности. Вышеупомянутое исследование показывает, что средние значения потоков при длительном испарении (1 месяц) не чувствительны к проявлениям неизотермических эффектов. Интересно заметить, что некоторые экспериментальные исследования [Monji et al., 1990; Rose, 1968; Jackson, 1973] показали, что вблизи дневной поверхности потоки воды в виде жидкости и пара имеют величины одного порядка. Также интересны другие исследования [Wescot, Wierenga, 1974; Cahill, Parlange, 1998], в которых отмечено, что поток водяного пара вблизи дневной поверхности составляет приблизительно половину от величины массопереноса.
Физические и физико-химические свойства грунтов
На диаграмме (рис. 3.1) последовательно изложен ход всего исследования. На основании постановленных задач выбирались грунты для исследования, которые были отобраны по установленным ГОСТом 12071-2000 стандартам. Далее проводился анализ состава и свойств выбранных грунтов. После необходимой подготовки образцов проводились лабораторные эксперименты. По полученным данным осуществлялся расчет показателей исследуемого процесса. В результате анализа полученных результатов с помощью треугольных диаграмм фазового состава выявлялись факторы и закономерности исследуемого процесса.
Состав. Исследование химико-минерального состава проводилось в лаборатории рентгеноструктурного анализа. Рентгенодифракционный количественный анализ проводился при помощи рентгеновского дифрактометра Ultima-IV фирмы Rigaku (Япония), приобретенного за счет средств Программы развития Московского университета. Рабочий режим – 40 кВ-40 mA, медное излучение, никелевый фильтр, диапазон измерений - 5-65о 2, шаг по углу сканирования 0.02о 2, фиксированная система фокусировочных щелей. Для ускорения съемки и повышения качества экспериментальных данных использовался полупроводниковый детектор нового поколения – DTex/Ultra: скорость сканирования – 10о2/минуту. Диагностика минерального состава проводилась методом сопоставления экспериментального и эталонных спектров из базы данных PDF-2 в программном пакете PDXL, компании Rigaku. Количественный анализ проводился методом полнопрофильной обработки рентгеновских картин от неориентированных препаратов [Пущаровский, 2000] в программном продукте RockJock [Eberl, 2003]. В качестве внутреннего эталона использовался хорошо окристаллизованный цинкит (ZnO – 10%). Введение внутреннего эталона является необходимой мерой при исследованиях аморфизированных и плохоокристаллизованных фаз. Результаты анализа даются за вычетом эталона.
Гранулометрический состав исследуемых песков определялся ситовым методом, а состав лесса – ареометрическим методом по ГОСТу 12536-79.
Структура. Структурные показатели получены путем обработки изображений, сделанных на бинокулярном микроскопе [Ларионов, 1971; Лабораторные работы по грунтоведению, 2008], а также РЭМ-изображений с максимальным увеличением 32000, с использованием пакета прикладных программ STIMAN 3D. При электронномикроскопических исследованиях структурных параметров грунта обрабатывались «плоские» изображения структуры, и вычислялись двумерные характеристики структуры – относительное количество пор (плоскостная пористость ns) в данном сечении, их распределение по размерам, по показателям формы и т.п. [Лабораторные работы…, 2008; Осипов и др., 1989]. Рассчитывались следующие характеристики порового пространства грунтов: величина удельной поверхности (Sуд), общие, средние, максимальные и минимальные площадь и периметр пор (Sобщ, Pобщ, Sср, Pср, Smax, Pmax, Smin, Pmin), средние, максимальные и минимальные эквивалентные диаметры и радиусы пор (Dср, Rср, Dmax, Rmax, Dmin, Rmin). Для выяснения корреляционных зависимостей между этими характеристиками и параметрами термовлагопереноса использовались возможности ПО "Excel": строились точечные диаграммы, по которым устанавливалась линия тренда и рассчитывалась величина достоверности аппроксимации. Свойства. Плотность твердой фазы определялась пикнометрическим методом по ГОСТу 5180-84. Плотность грунтов определялась при плотном и рыхлом сложении с помощью емкости известного объема. Плотность скелета грунта и пористость были получены расчетным путем. Максимальная гигроскопическая влажность определялась гигрометрическим методом, влажность капиллярной влагоемкости – по профилю распределения равновесной влажности по высоте трубки Н = f(W), полная влагоемкость – путем насыщения, "максимальная молекулярная влагоемкость" – методом влагоемких сред [Руководство…, 1991]. Влажность верхнего предела пластичности – методом балансирного конуса, влажность нижнего предела пластичности – методом раскатывания в шнур по ГОСТу 5180-84. Коэффициент фильтрации определялся в приборе КФ-00М по ГОСТу 25584-90.
Методика подготовки образцов для исследований состояла в следующем. Предварительно подготавливались образцы: грунт с нарушенной структурой увлажнялся до необходимой влажности (сухой грунт смешивался с рассчитанным количеством дистиллированной воды). Затем исследуемый грунт закладывался в пластмассовые трубки (формировалось четыре образца-близнеца) с определённой степенью уплотненности – плотность скелета грунта создавалась ступенями (сериями опытов) от наиболее рыхлого до наиболее плотного сложения. При этом грунт по длине трубки располагался, по-возможности, с максимальной однородностью. Для того чтобы во всех четырех трубках плотность грунта была одинакова, предварительно рассчитывалась масса трубок с грунтом при заданной влажности, которая контролировалась при закладке. Торцы трубок герметизировались резиновыми крышками (3) (см. рис. 3.2), чтобы исключить испарение влаги. Подготовленные таким образом образцы выдерживались в эксикаторе не менее суток для установления физико-химического равновесия и равномерного распределения влажности.
Методика изучения зависимости параметров неизотермического влагопереноса в закрытых системах от влажности, плотности, структуры и других факторов заключалась в наблюдении за динамикой изменения исходного распределения влажности по длине образца анализируемого грунта в известных температурных условиях, т.е. при задаваемом температурном градиенте [Королев и др., 1990; Королев, Федяева, 2011; Федяева, Королев, 2011b; Федяева, Королев, 2011с; Korolev, Fedyaeva, 2014]. Для проведения опытов была использована лабораторная термоосмотическая установка, конструкция которой показана на рис. 3.2. Она состояла из трёх пластмассовых трубок (2) с анализируемым грунтом (1), длиной 10 см и внутренним диаметром 2 см, которые плотно закрывались с торцов и помещались между двумя металлическими пластинами (4 и 5), одна из которых выполняла роль теплообменника или нагревателя (5). Сверху трубки помещались в термостатирующую и теплоизоляционную оболочку (8).
Для того чтобы получить наиболее полную картину зависимости параметров термовлагопереноса от фазового состава грунтов, был изучен широкий диапазон влажностей, при которых возможен процесс термовлагопереноса – от 2,5 % до влажности полной влагоемкости (W0).
Методика лабораторных исследований параметров неизотермического влагопереноса дисперсных грунтов
Минеральный состав грунтов является важнейшим фактором формирования структуры и свойств грунтов. Однако так как большинство песков в природе кварцевые или кварцево-полевошпатовые, то грунты подбирались таким образом, чтобы минеральный состав у всех грунтов был сходен, чтобы была возможность наиболее корректно осветить влияние других факторов, таких как соотношения фаз грунта и гранулометрический состав.
Результаты анализа полученных данных свидетельствуют о сильной зависимости параметров неизотермического влагопереноса в первую очередь от соотношения фаз грунта.
Из рис. 4.1.1 - 4.1.3, а также рисунков в Приложении 3, следует, что расположение на фазовых диаграммах значений коэффициентов влагопереноса (DW) и термопереноса (DT) для всех грунтов носит довольно четкий центрально-симметричный характер с максимальными значениями параметров термовлагопереноса в центре области возможного изменения фазового состава грунта и их закономерным уменьшением к периферии этой области. Причем наблюдается некоторое соответствие формы изолиний DW и DT форме данной области. Кроме того, легко видеть, что максимальные значения коэффициентов DW и DT находятся в диапазоне значений степени влажности от 0,15 до 0,5. Таким образом, для каждого грунта существует наиболее благоприятное для данного процесса соотношение каждой из трех фаз, что выражается соответствующими наиболее благоприятными значениями влажности и плотности скелета.
Центрально-симметричный характер расположения изолиний коэффициентов Dw и DT свидетельствует о том, что любое изменение соотношения фаз грунта относительно наиболее благоприятного ведет к закономерному уменьшению их значений. Так, увеличение относительного содержания жидкой либо твердой фазы ведет к уменьшению объема свободного пространства в капиллярах грунта, куда может перемещаться влага в виде пара, а также снижению доли "сквозных" пор, по которым пар может свободно перемещаться. При уменьшении относительного содержания жидкой фазы наблюдается дефицит парообразной влаги, способной к перемещению в порах грунта. Уменьшение относительного содержания твердой фазы при неизменном содержании жидкой означает, как следует из приведенных рисунков, увеличение весовой влажности. Все вышеперечисленное является причиной снижения показателей Dw и DT.
Диаграммы значений коэффициентов влаго- Dw 103, см2/с (а) и термопереноса DT 106, см2/градс (б) в зависимости от фазового состава лессовидного суглинка (обр. № 9); W – весовая влажность; Sr – степень влажности Аналогичная закономерность выявляется и для параметров термовлагопереноса, меняющихся во времени по мере перераспределения влаги от нагретой к холодной области образца. В частности, расположение областей значений скорости перераспределения влаги (V) на момент времени, равный 4 часам от начала опыта, у части исследованных грунтов (обр. №№ 1-4 с Wс 15 %) также носят центрально-симметричный характер (рис. 4.1.4 и Приложение 4, рис. 1 - 3). При этом области максимальных значений скорости для этих грунтов располагаются в зоне Sr 0,25.
Для другой части грунтов (обр. №№ 5-9 с Wс 20 %) характерно смещение областей значений скорости вниз, в зону пониженной влажности (Sr 0,25). Однако в любом случае наблюдается уменьшение данного параметра к периферии области возможного изменения фазового состава грунта (рис. 4.1.5 – 4.1.6 и Приложение 4, рис. 4 – 6). Причина подобного влияния фазового состава та же, что и в случае коэффициентов Dw и DT. Максимальных значений скорость перемещения влаги достигает в грунте с таким соотношением фаз, чтобы ширина пор и каналов была оптимальной для наиболее свободного прохождения как жидкостного, так и парового составляющих потока влаги. Очевидно, что увеличение плотности грунта, означающее сужение проводящих каналов, способствует замедлению процесса. Уменьшение же плотности, то есть расширение каналов, ведет к увеличению длины свободного пробега молекул воды и пара, что также замедляет процесс. Чем дисперснее грунт, тем же его поры и каналы, тем при меньшем количестве жидкой составляющей прохождение потока влаги, особенно его паровой составляющей, может осуществляться более свободно. То есть с любым изменением соотношения фаз грунта относительно указанного наиболее благоприятного (особенно с повышением содержания жидкой составляющей относительно газовой) процесс перемещения влаги под действием grad T протекает медленнее.
Диаграмма значений скорости перераспределения влаги V106, см/c через 4 часа от начала опыта в зависимости от фазового состава песка (обр. № 6); W – весовая влажность; Sr – степень влажности Как уже отмечалось [Королев, Федяева, 2011 и др.], процесс термовлагопереноса в песках наиболее активно протекает в первые часы с начала опыта, но со временем замедляется и прекращается при установлении в образце стационарного теплового поля. Поэтому через 20 часов от начала опыта значения скорости при различных начальных влажностях различаются совсем незначительно: для всех исследуемых грунтов (кроме пылеватого песка и лесса) они составляют менее 10-6 см/с. В данном случае отличия состоят в том, что в той области, где в начале опыта скорости перемещения влаги были максимальны, процесс замедляется быстрее, чем на ее периферии.
Этот факт сказывается на распределении значений максимального потока влаги (qwT), проходящего через среднее сечение колонки за время t, который тесно связан (линейной зависимостью) со скоростью перераспределения влаги. И если общие закономерности расположения значений потока qWT на треугольной диаграмме и очертания изолиний аналогичны таковым для скорости (V) за первые 4 часа от начала опыта (рис. 4.1.7 – 4.1.10, а и Приложение 5, рис. 1 – 5, а), то со временем картина расположения значений qWT несколько меняется, причем эти изменения не всегда аналогичны изменениям скорости (рис. 4.1.7 – 4.1.10, б и Приложение 5, рис. 1 – 5, б). Очевидно, что через 20 часов от начала опыта изменения значений qWT зависят не столько от самой скорости перераспределения влаги, сколько от скорости затухания процесса термовлагопереноса: быстрое его затухание означает уменьшение со временем величин значений потока qWT, если же процесс длительный и затухает медленно, то плотность потока со временем возрастает. Это следует из формулы для вычисления qWT (произведение средней скорости Vср за время t на величину t). Путем несложных арифметических вычислений получаем условие неизменности величины потока со временем: V4 = 5V20 (где V4 и V20 – средние скорости перераспределения влаги за 4 и 20 часов с начала опыта соответственно). Следовательно, поток qWT со временем будет уменьшаться при V4 5V20, а возрастать при V4 5V20.
Как было отмечено выше, в разных зонах области возможного изменения фазового состава грунта значения скоростей перераспределения влаги меняются не одинаково. Поэтому для каждого конкретного грунта форма изолиний потока на треугольной диаграмме может меняться сложным образом: при разных влажностях значения потока qWT в одно и то же время могут увеличиваться или уменьшаться, так что область с наибольшими значениями этого параметра будет смещаться в зону пониженной, реже повышенной влажности, что будет подробно описано в следующем разделе данной главы (о влиянии гранулометрического состава). В целом, надо отметить, что для большинства грунтов процесс переноса влаги длителен, о чем можно судить по увеличению со временем значений qWT. Исключение составляет только наиболее отсортированный песок, характеризуемый наименьшим коэффициентом уплотняемости (обр. № 3). Благодаря наличию наибольших по ширине пор и наименьших капиллярных сил влагоперенос в данном грунте идет в основном за счет парового потока влаги, который быстро достигает своего максимума и столь же быстро уменьшается со временем.
Влияние гранулометрического состава на закономерности неизотермического влагопереноса в грунтах
У наиболее крупных грунтов (обр. №№ 1 и 3) максимальных величин поток qWT достигает в присутствии свободной воды, механически удерживаемой дисперсной системой. Однако процесс в этих грунтах, как уже упоминалось, идет по-разному. У обр. № 3 значения qWT со временем увеличиваются в основном в области наличия капиллярно-стыковой и собственно капиллярной воды, при появлении свободной воды эти значения со временем уменьшаются. Это значит, что наличие в этом грунте капиллярной воды "тормозит" процесс переноса влаги, а наличие свободной – ускоряет. Поэтому следует несколько уточнить сделанный ранее вывод о механизме движения воды в этом грунте: перенос воды в виде пара в нем преобладает, но в диапазоне Wmg W Wс имеет место также парожидкостной перенос.
У обр. № 1 значения потока qWT со временем увеличиваются, причем особенно резко после достижения величины Wс, то есть с увеличением количества свободной воды скорость перемещения влаги все более уменьшается, а процесс растягивается. Происходит это, по-видимому, из-за неоднородности его состава: в отличие от предыдущего грунта, его крупные поры заняты более мелким материалом, что неизбежно замедляет процесс переноса.
У обр. № 2 в области наличия собственно капиллярной воды значения потока qWT со временем в целом уменьшаются (процесс проходит довольно быстро). Увеличение значений qWT со временем происходит только при наиболее пониженной влажности (до Wmmw) и при приближении к Wс, при которой отмечается максимальная величина потока, и далее в области присутствия свободной воды.
У среднезернистых песков, несмотря на некоторые отличия в форме графиков, тенденция зависимости величины qWT от влажности одинакова. Наибольшие значения qWT в начале опыта зафиксированы в области наличия собственно капиллярной воды, при влажности средней между 0 и Wsat (той же, что и для коэффициентов DW и DT). Со временем максимумы qWT смещаются сильно влево. При этом от 0% вплоть до некоторой влажности (средней уже между 0 и Wс) значения со временем увеличиваются, а затем от этой влажности до Wsat – уменьшаются. Различия в данном случае между этими песками заключаются в том, что у обр. № 4 к концу опыта наблюдается два максимума значений qWT: больший – при влажности Wmmw и меньший – при влажности, соответствующей максимумам значений DW и DT. Значения qWT у обр. № 5 максимальны только при влажности средней между Wmg и Wmmw, а при влажности средней между Wmmw и Wс резко снижаются. Следовательно, заполнение капилляров данного грунта больше, чем наполовину, ведет к быстрому завершению процесса, в то время как у обр. № 4 приближение к влажности Wс способствует его незначительному замедлению.
Некоторое сходство в зависимости величины qWT от влажности наблюдается у всех однородных песков, как это было описано выше для зависимости величины qWT от степени влажности. От 0% до некоторой влажности (у обр. 5 и 7 – средней между 0 и Wс и в 2 раза большей, чем Wmmw, у обр. № 3 – чуть большей, чем Wс) величина потока со временем увеличивается. Далее, до некоторой большей влажности (у обр. № 3 – средней между Wс и Wsat, у обр. № 5 – (2Wс – Wsat), у обр. № 7 – (3Wс – Wsat)) величина потока со временем уменьшается. Затем до Wsat она практически не меняется. С одной стороны, это свидетельствует о некотором сходстве между этими грунтами, а с другой – о том, как с увеличением дисперсности уменьшается вклад свободной воды и увеличивается вклад капиллярно-стыковой воды в процесс термовлагопереноса, и соответственно меняется механизм переноса влаги от преобладающего парового к преобладающему жидкостному.
Некоторая общая тенденция прослеживается и в зависимости величины qWT от влажности у обр. №№ 6, 8 и 9: от 0% до некоторой влажности (у обр. № 6 – близкой к Wmmw, у обр. № 8 – 1/3 часть между Wmmw и Wsat, у обр. № 9 - средней между Wр и WL) значения qWT со временем увеличиваются, а с дальнейшим увеличением влажности – практически не меняются. Различия у этих грунтов связаны с величиной этой влажности и с положением максимального значения qWT. Наименьшее значение влажности, при котором достигается максимум qWT, отмечается у наиболее крупного из этих грунтов – обр. № 6, соответственно влажность, при которой значения qWT перестают меняться во времени тоже минимальна. Значения аналогичных влажностей у обр. № 8 гораздо (в 2 раза) выше. Однако у обоих песков величина влажности, при которой значения qWT перестают меняться во времени, связаны с величиной Wс. У лессовидного суглинка же величина этой влажности, находящаяся между значениями Wр и WL, примерно равна [2Wс – Wsat]. Еще одно различие графиков этих грунтов состоит в том, что при максимальной гигроскопической влажности у песков значения qWT достаточно велики, тогда как у лессовидного суглинка эти значения минимальны. Основная причина всех этих различий – значительное повышение дисперсности грунтов и соответственное увеличение их гигроскопичности.
Зависимость перепада влажности (W)хг от исходной влажности грунта аналогична таковой от водонасыщенности. Как уже упоминалось выше, величина этого параметра тесно связана со скоростью перераспределения влаги V и максимальным потоком влаги qWT. Поэтому, в целом, зависимость (W)хг от исходной влажности грунта и влияние различных категорий влаги на протекание процесса термовлагопереноса соответственно меняется со временем и с увеличением дисперсности, как и у вышеописанных параметров (рис. 4.4.13 и рис. 4.4.14).
Похожие диссертации на Закономерности неизотермического влагопереноса в песчаных и пылеватых грунтах
