韓風(fēng)雷，喻文兵，陳 琳，胡 達(dá)

(1.重慶交通大學(xué) 省部共建山區(qū)橋梁及隧道工程國家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室，重慶 400074；2.重慶交通大學(xué) 土木工程學(xué)院，重慶 400074；3.中國科學(xué)院西北生態(tài)環(huán)境資源研究院 凍土工程國家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室，甘肅 蘭州 730000

塊石路基作為解決凍土融沉的關(guān)鍵技術(shù)，在青藏鐵路工程得到廣泛運(yùn)用[1-2]。但風(fēng)積沙填堵塊石層后，其換熱方式由強(qiáng)迫對(duì)流變?yōu)樽匀粚?duì)流，從而影響青藏鐵路塊石路基降溫性能，對(duì)凍土的長期熱穩(wěn)定性不利。針對(duì)風(fēng)積沙環(huán)境下青藏鐵路凍土塊石路基的研究，主要從理論計(jì)算、室內(nèi)模型試驗(yàn)和現(xiàn)場(chǎng)監(jiān)測(cè)開展了傳熱機(jī)理和降溫效果的分析。賴遠(yuǎn)明等[3]通過室內(nèi)試驗(yàn)在試驗(yàn)路基邊坡鋪設(shè)防水土工膜并設(shè)置填充細(xì)砂的厚碎石層，模擬大氣環(huán)境下塊石路基風(fēng)積沙填堵的情況，結(jié)果表明封閉塊碎石在一定厚度條件下仍具有良好的降溫作用，表現(xiàn)為可變等效導(dǎo)熱系數(shù)的特性。吳青柏等[4]通過對(duì)青藏鐵路現(xiàn)場(chǎng)工程開放和封閉邊界塊石路基下部?jī)鐾翜囟鹊谋O(jiān)測(cè)，發(fā)現(xiàn)塊石對(duì)路堤下部土體的降溫作用開放邊界遠(yuǎn)比封閉條件效果好，但塊石路基在被風(fēng)積沙或積雪填堵后，降溫性能大大減弱。陳琳等[5]考慮氣候升溫條件下，通過數(shù)值模擬研究了青藏鐵路風(fēng)積沙填充塊碎石層和沙層覆蓋塊石路基后降溫效果變化特征。以上文獻(xiàn)主要針對(duì)風(fēng)積沙環(huán)境下塊石路基長期熱穩(wěn)定性，而對(duì)降雨作用引起的塊石路基下部?jī)鐾了疅嶙兓难芯枯^為匱乏[6-7]。

本文利用青藏高原降雨現(xiàn)場(chǎng)監(jiān)測(cè)數(shù)據(jù)[8]，結(jié)合青藏鐵路風(fēng)積沙填堵塊石路基調(diào)查，建立水熱耦合模型，通過青藏高原紅梁河風(fēng)積沙填堵塊石層探坑的現(xiàn)場(chǎng)試驗(yàn)進(jìn)行數(shù)值計(jì)算分析，研究降雨條件下青藏鐵路風(fēng)積沙與塊石混合層的水熱響應(yīng)特征以及下部?jī)鐾恋乃疅釥顟B(tài)，為多年凍土塊石路基的長期穩(wěn)定性評(píng)價(jià)、病害防治和塊石路基設(shè)計(jì)提供理論基礎(chǔ)和科學(xué)依據(jù)。

圖1 青藏鐵路紅梁河風(fēng)積沙填堵塊石路基現(xiàn)場(chǎng)調(diào)查

1 青藏鐵路塊石路基風(fēng)積沙填堵特征

青藏鐵路塊石路基所用塊石粒徑建議值為20～30 cm。采用不規(guī)則堆放，室內(nèi)測(cè)試塊石層的孔隙率為17%～30%。風(fēng)積沙遷移填堵塊石層空隙，從而改變其多孔介質(zhì)結(jié)構(gòu)，為研究?jī)鐾翂K石路基風(fēng)積沙填堵堆積情況及表面分布特征，選取青藏高原紅梁河地區(qū)青藏鐵路斷面進(jìn)行現(xiàn)場(chǎng)調(diào)查分析。

風(fēng)積沙填堵塊石現(xiàn)場(chǎng)調(diào)查見圖1，由圖1可知青藏鐵路塊石路基風(fēng)積沙填堵堆積狀況，除頂部3.5 m范圍無明顯風(fēng)積沙覆蓋，其他塊石層表面均存在沙層覆蓋。在塊石路基護(hù)坡不同位置風(fēng)積沙填堵厚度差異較大。風(fēng)積沙堆積范圍從護(hù)欄至坡腳長度達(dá)6.7 m，基底塊石層基本被完全覆蓋；8.7 m范圍內(nèi)護(hù)坡碎石層風(fēng)積沙填堵厚度大于50 cm，3.5 m范圍內(nèi)碎石護(hù)坡層大于40 cm深度處仍有風(fēng)積沙存在。同時(shí)風(fēng)積沙只能填充一定厚度的塊石層，在一定深度處塊石層空隙未被完全填充。說明風(fēng)積沙已阻斷了塊石層與外界空氣的流動(dòng)，其邊界條件發(fā)生改變。天然地表風(fēng)積沙堆積厚度見圖2。每隔40 cm測(cè)量風(fēng)積沙覆蓋厚度，距離坡腳越近覆蓋厚度越大，最大、最小覆蓋厚度分別為41.2、16.5 cm，基本呈指數(shù)遞增，主要因?yàn)樵摱舞F路西側(cè)約1.5 km的高大沙丘，在西風(fēng)作用下，成為此處沙害的主要來源，并在路基坡腳形成大量堆積，填堵覆蓋塊石護(hù)坡[9]。因此，在風(fēng)沙災(zāi)害區(qū)，風(fēng)積沙遷移填堵塊石層結(jié)構(gòu)比較嚴(yán)重，改變了塊石路基邊界特征和換熱方式，影響了塊石層的降溫性能[10-11]。

根據(jù)現(xiàn)場(chǎng)及室內(nèi)風(fēng)積沙測(cè)試結(jié)果，風(fēng)積沙顆粒以0.075～0.5 mm為主，其中0.075～0.25 mm占比57.3%，比表面積小，親水性弱，由于青藏高原降水量小蒸發(fā)量大，其天然含水率較低。風(fēng)積沙滲透性較好，孔隙比在0.482～0.641之間，其滲透系數(shù)為0.010～0.023 m/s[12-13]。夏季降雨通過風(fēng)積沙較易滲入塊石路基下部，改變了下部?jī)鐾了疅釥顩r。采用水熱耦合模型，對(duì)降雨環(huán)境下凍土水熱分布和變化特征進(jìn)行計(jì)算分析。

圖2 路基坡腳外風(fēng)積沙堆積厚度

2 風(fēng)積沙填堵塊石層水熱耦合控制方程

風(fēng)積沙與塊石混合層包括風(fēng)積沙、塊石、液態(tài)水、固態(tài)冰和空氣組成的混合材料。假設(shè)其分布均勻，各向同性。對(duì)于多孔介質(zhì)中水分運(yùn)動(dòng)問題包括液態(tài)水的運(yùn)動(dòng)和冰水相變，忽略氣態(tài)水的遷移。根據(jù)質(zhì)量守恒定律，對(duì)于變飽和多孔介質(zhì)中水分運(yùn)動(dòng)問題可采用修正的Richards方程來描述[14-15]為

(1)

式(1)中等號(hào)左邊表示多孔介質(zhì)水分含量的時(shí)間變化；右邊第一項(xiàng)分別表示壓力水頭、重力和溫度梯度對(duì)水分入滲的影響，第二項(xiàng)S表示地表植被蒸發(fā)和根系吸收的源(匯)項(xiàng)。對(duì)于青藏高原地表裸露，S的影響可忽略不計(jì)。

為了描述非飽和土凍融循環(huán)中水力特性采用Van-Genuchten模型和Mualem模型[16]，引入獨(dú)立參數(shù)m、n。

(2)

(3)

當(dāng)取m=1-1/n時(shí)，式(3)為

(4)

溫度梯度下非飽和土的滲透系數(shù)可表示土水勢(shì)作用下液態(tài)水導(dǎo)水系數(shù)的溫度效應(yīng)[14]為

(5)

γ=75.6-0.142 5T-2.38×10-4T2

(6)

式中：GwT為無量綱的增益系數(shù)；γ為土水表面張力；γ0=71.89 g/s2為25 ℃條件下土壤吸附水分的表面張力。

非飽和土在凍結(jié)過程孔隙水凝結(jié)成冰會(huì)堵塞水流通道，使凍土的導(dǎo)水能力大大下降，從而影響整個(gè)水分場(chǎng)的分布狀況。因此，為反映冰顆粒對(duì)水分流動(dòng)的阻礙作用，引入阻抗系數(shù)的概念，因此凍結(jié)區(qū)的滲透系數(shù)表達(dá)式為[17]

Kfh=Kh10-ΩQ

(7)

式中：Ω為阻抗系數(shù)；Q為含冰量增大對(duì)水分流動(dòng)通道的阻滯作用，可取Q=θi/(θ-θr)。根據(jù)文獻(xiàn)[15]，本文風(fēng)積沙塊石層水熱計(jì)算時(shí)，阻滯系數(shù)取為10，以此表示冰顆粒的阻水效果。

非飽和-飽和土壤的凍融作用的熱傳遞過程，只考慮固體顆粒骨架間的熱傳遞，液態(tài)水遷移和固-液相變，忽略液-氣相變過程中的熱量變化和氣態(tài)水?dāng)U散，計(jì)入液態(tài)水遷移帶來的熱量,則溫度場(chǎng)控制方程表示為[18-19]

(8)

式中：Cp為多孔介質(zhì)的等效體積熱容，J/m3·℃；λp為多孔介質(zhì)的等效導(dǎo)熱系數(shù)，W/m·℃；Lf為液態(tài)水凍結(jié)或冰融化潛熱，約為3.34×105J/kg；qw為向下運(yùn)動(dòng)的液態(tài)水的通量，m/s；Cw為液態(tài)水的體積熱容，J/m3·℃。

式(8)左邊第一項(xiàng)表示單位時(shí)間混合基質(zhì)材料的能量變化，第二項(xiàng)表示冰水相變潛熱；右邊第一項(xiàng)表示二元基質(zhì)材料的熱傳導(dǎo)，第二項(xiàng)表示液態(tài)水流動(dòng)的對(duì)流換熱。

由于空氣和水汽對(duì)凍土體積熱容影響較小，可忽略不計(jì)，則等效體積熱容可由不同組分的體積加權(quán)表示為

Cp=Csθs+Cwθw+Ciθi

(9)

式中：Cs、Cw、Ci分別為固體顆粒、液態(tài)水、冰的體積熱容；θs、θw分別為固體顆粒、液態(tài)水的體積分?jǐn)?shù)，θs+θw+θi=1。

同理，多孔介質(zhì)的等效導(dǎo)熱系數(shù)可表示為

λp=λsθsλwθwλiθi

(10)

式中：λs、λw、λi分別為固體顆粒、液態(tài)水、冰的導(dǎo)熱系數(shù)。

土體凍結(jié)之后其含有的液態(tài)水并不能全部轉(zhuǎn)變成固態(tài)的冰，由于顆粒表面能的影響其中一定數(shù)量水會(huì)始終保持為液態(tài)，凍土中的未凍水含量與溫度之間存在著動(dòng)態(tài)平衡關(guān)系，即隨溫度降低，未凍水含量減少，反之亦然。采用徐斅祖等[20]的經(jīng)驗(yàn)表達(dá)式確定凍結(jié)過程中風(fēng)積沙中最大未凍水含量為

θu=a|T|-b

(11)

式中：a、b均為與土的性質(zhì)有關(guān)的試驗(yàn)常數(shù)。

3 計(jì)算模型和水熱參數(shù)

為研究青藏鐵路塊石路基在風(fēng)積沙填堵后，混合層及其下部?jī)鐾猎诮涤戥h(huán)境下的水熱變化，結(jié)合青藏高原紅梁河野外試驗(yàn)現(xiàn)場(chǎng)溫度監(jiān)測(cè)數(shù)據(jù)，計(jì)算模型簡(jiǎn)化見圖3。計(jì)算區(qū)域?yàn)樘烊坏乇硐蛳?0 m，塊石層邊界向外延伸5～6倍塊石層寬度。計(jì)算區(qū)域土層0～2.5 m為砂礫土，2.5～30 m為強(qiáng)風(fēng)化泥巖。計(jì)算模型各層介質(zhì)熱物理參數(shù)見表1。

根據(jù)附面層理論[22]和現(xiàn)場(chǎng)觀測(cè)[23]，溫度邊界根據(jù)紅梁河不同下墊面觀測(cè)數(shù)據(jù)擬合而成，天然地表AB和CD邊的溫度邊界條件為

(12)

風(fēng)積沙填堵塊石表面BC邊的溫度邊界條件為

(13)

30 m深度GH邊的熱流密度為0.06 W/m2[21]，邊界AEG和DFH視為絕熱?？紤]水分入滲時(shí)水流通量攜帶的熱流量按下式計(jì)算為

Q=qwρwCwΔT

(14)

式中：ΔT為入滲邊界的溫差。模擬計(jì)算中降雨的溫度近似可取10 m高度處的氣溫或露頭溫度，現(xiàn)場(chǎng)實(shí)測(cè)7月份的雨水溫度平均值約為5 ℃[24]。

青藏高原中部地區(qū)降雨時(shí)間一般從每年4月至10月，其中7月份降雨量比較顯著，年累計(jì)降雨量為300～500 mm之間，陸面蒸發(fā)過程集中在每年5—10月份，以7月份蒸發(fā)最為強(qiáng)烈[25]。青藏高原中部地區(qū)降雨量不大，多以短期、高頻次降雨為主。因此地表按照無積水、無徑流考慮。各介質(zhì)層水分運(yùn)動(dòng)參數(shù)見表2，保溫層按隔水材料計(jì)算。土層表面蒸發(fā)強(qiáng)度按均一值考慮，蒸發(fā)量以7月平均日蒸發(fā)量計(jì)算，取為3.07 mm/d[8]。

圖3 計(jì)算模型(單位：m)

表1 各介質(zhì)熱物理參數(shù)[21]

表2 各介質(zhì)水分運(yùn)動(dòng)參數(shù)

4 降雨對(duì)風(fēng)積沙塊石層水熱狀況的影響

風(fēng)積沙與塊石混合層計(jì)算模型按照中心對(duì)稱進(jìn)行分析。根據(jù)計(jì)算區(qū)域的邊界條件和水熱參數(shù)，計(jì)算無降雨條件下天然土層的初始溫度場(chǎng)和水分場(chǎng)，并將獲得的計(jì)算值作為模型計(jì)算的初始值。模型計(jì)算初始時(shí)間從冬季最低溫度開始，降雨采用青藏高原中部地區(qū)氣象觀測(cè)站2013年每0.5 h降雨量觀測(cè)數(shù)據(jù)，年降雨量為315 mm，見圖4。模擬計(jì)算自2013年1月起預(yù)測(cè)分析未來20 a內(nèi)降雨環(huán)境下風(fēng)積沙與塊石混合層下部?jī)鐾良疤烊煌翆铀疅岱植继卣骱妥兓?guī)律。

圖4 計(jì)算模型初始值和降雨量

圖5 風(fēng)積沙填堵塊石層溫度場(chǎng)分布 (單位：℃)

4.1 風(fēng)積沙填堵塊石層溫度場(chǎng)特征

風(fēng)積沙填堵塊石層后2023年即第10年4月和10月的等溫線分布見圖5，紅色區(qū)域表示風(fēng)積沙塊石層和保溫板。由圖5(a)可知，風(fēng)積沙填堵塊石層后溫度較天然土層高，融化時(shí)間提前，凍土上限為-0.426 m，風(fēng)積沙塊石層下部?jī)鐾翜囟忍?，低溫區(qū)向兩側(cè)退化。由圖5(b)可知，天然地表進(jìn)入凍結(jié)狀態(tài)，風(fēng)積沙塊石層下部形成扇形高溫區(qū)，最大融化深度為-3.141 m，天然地表的凍土上限為3.032 m，兩者差距不大。風(fēng)積沙填堵塊石層后增強(qiáng)了夏季對(duì)環(huán)境溫度的響應(yīng)，在底部形成高溫區(qū)，改變下部?jī)鐾翢釥顩r。

凍土上限及溫度變化見圖6、表3。由圖6和表3可知，天然土層和風(fēng)積沙塊石層在2013年至2023年的20年內(nèi)，兩者凍土上限分別增加0.128、0.120 m，兩者變化速率差距較小，相對(duì)而言天然土層受降雨影響大。凍土溫度取天然地表以下15 m深度處，受降雨影響凍土溫度呈周期函數(shù)波動(dòng)并逐漸降低，天然土層和風(fēng)積沙塊石層下部?jī)鐾翜囟炔町惒淮?，但其溫度最大值和最小值存在降低趨?shì)。天然土層和風(fēng)積沙塊石層，20 a內(nèi)兩者凍土溫度分別降低0.224、0.305 ℃。與凍土上限相比，降雨對(duì)土層凍土溫度的影響大。風(fēng)積沙的填堵改變塊石層熱傳導(dǎo)系數(shù)，導(dǎo)致塊石路基降溫性能降低，但降雨作用會(huì)消耗一部分外界傳遞的熱量，減少向下傳遞的熱量。因此，降雨作用下，隨時(shí)間凍土上限抬升，凍土溫度下降。說明降雨增加了液態(tài)水對(duì)流傳熱，土層熱傳導(dǎo)通量減小，有利于緩解對(duì)凍土的熱擾動(dòng)。

不同深度處土層溫度時(shí)程變化曲線見圖7，土層溫度呈周期函數(shù)變化且溫度幅值逐漸減小，隨深度增加土層溫度對(duì)外界大氣環(huán)境的響應(yīng)逐漸減弱。表4和圖8分別為不同深度處土層溫度幅值和變化量。與天然土層相比，風(fēng)積沙填堵塊石層后凍土溫度高，受降雨的影響溫度降低速率大，土層溫度最小值相對(duì)于最大值對(duì)降雨環(huán)境更為敏感。同時(shí)在凍土活動(dòng)層深度范圍內(nèi)，夏季降雨能夠降低土層溫度。

圖6 凍土上限和凍土溫度時(shí)程曲線

表3 不同土層凍土上限和凍土溫度變化

圖7 不同深度處溫度時(shí)程曲線

表4 不同深度土層溫度幅值變化 ℃

圖8 不同深度處第1年與第20年溫度變化量

4.2 風(fēng)積沙填堵塊石層后水分場(chǎng)分布

風(fēng)積沙填堵塊石層后第10年4月和10月水分場(chǎng)分布見圖9。由圖9(a)、圖9(b)可知，天然土層處于負(fù)溫，液態(tài)水體積含量表示凍土中未凍水含量。對(duì)于風(fēng)積沙塊石層下部土層，深度-1.5 m和-2.5 m附近體積含冰量分別為12%和16%，其體積含冰量相對(duì)較高存在集中分布。對(duì)于天然土層，最大和最小體積含冰量分別為12%和2%，主要集中在凍土上限附近，與風(fēng)積沙填堵塊石層相比小4%。最大融化深度時(shí)液態(tài)水體積含量見圖9(c)，由圖9(c)可知，風(fēng)積沙塊石層下部土層液態(tài)水含量為21%，相比于4月15日增大了5%，主要集中在深度-3.0～-2.0 m凍土上限附近，凍土上限下部多年凍土區(qū)液態(tài)水體積含量基本不變。對(duì)于天然土層，活動(dòng)層區(qū)域液態(tài)水含量增大，最大值為17%，主要集中在凍土上限附近。因此，風(fēng)積沙填堵塊石層后，受降雨影響其下部土層液態(tài)水體積含量和體積含冰量都相對(duì)增大，冰水相變釋放的潛熱和體積膨脹會(huì)對(duì)下部土層變形和熱響應(yīng)產(chǎn)生不利影響。

圖10和表5為風(fēng)積沙填堵塊石層后不同深度水分含量。由圖10(a)可知，總等效體積含水量深度-4.0 m處為0.15基本保持不變；深度-2.5 m處第1年與第20年相比，總等效體積含水量增加了0.052；深度-1.5 m處則減小了0.124。由于深度-4.0、-2.5、-1.5 m處土層初始總等效體積含水量分別為0.15、0.17、0.14，在風(fēng)積沙填堵塊石層后，其下部土層總等效體積含水量逐年增加，存在水分累積現(xiàn)象，深度-1.5 m處受降雨和高滲透性風(fēng)積沙影響，其含水量變化幅度較大，多年凍土區(qū)基本不受降雨影響。由圖10(b)可知，液態(tài)水體積含量，前5年深度-1.5 m和-2.5 m處液態(tài)水體積含量呈周期性波動(dòng)逐年分別降低和增加，速率變化大。對(duì)于液態(tài)水體積含量，深度-1.5 m處第1年和第20年相比，最大值和最小值分別降低0.125、0.003；深度-2.5 m處其最大值和最小值分別增加0.041和降低0.005；深度-4.0 m處液態(tài)水體積含量呈周期函數(shù)變化，其最大值和最小值分別降低了0.004、0.006，該深度處于凍結(jié)狀態(tài)液態(tài)水體積含量變化不大。由圖10(c)可知，體積含冰量與液態(tài)水體積含水量變化規(guī)律基本一致。土層體積含冰量呈周期性波動(dòng)，深度-1.5 m處第1年、20年體積含冰量逐漸降低；深度-2.5 m處則逐漸增加；初始階段集中在-1.5 m處，之后逐漸遷移到-2.5 m附近，主要是夏季降雨入滲隨時(shí)間遷移到下部?jī)鐾翆?。深?4.0 m處等效體積含冰量變化不大。

圖9 土層水分場(chǎng)分布(單位：m3/m3)

表5 不同深度風(fēng)積沙塊石層水分含量 m3/m3

圖10 風(fēng)積沙塊石層不同深度水分變化

圖11和表6為天然土層不同深度水分含量變化。由圖11(a)可知，總等效體積含水量深度-4.0 m處為0.15基本保持不變；總等效體積含水量深度-2.5 m處第1年與第20年相比增加0.007；深度-1.5 m處則增加0.003。由圖11(b)可知，液態(tài)水體積含量第1年和第20年相比，深度-1.5、-2.5、-4.0 m處，其隨時(shí)間呈周期性波動(dòng)且最大變化幅值分別為0.003、0.006、0.004。因此，天然土層液態(tài)水土層不存在水分累積現(xiàn)象。由圖11(c)可知，等效體積含冰量與液態(tài)水體積含水量變化規(guī)律基本一致，等效體積含冰量最大變化幅值為0.008。與風(fēng)積沙塊石層下部土層水分變化相比，天然土層水分含量小，受降雨影響不大，凍土活動(dòng)層內(nèi)水分主要集中在凍土上限附近且隨時(shí)間增加，凍土區(qū)不受影響。由于青藏高原蒸發(fā)量大，每半小時(shí)降雨量小，不存在水分累積現(xiàn)象。

圖11 天然土層不同深度水分變化

表6 不同深度天然土層水分含量變化 m3/m3

5 結(jié)論

本文在調(diào)查青藏鐵路風(fēng)積沙填堵塊石層實(shí)際情況基礎(chǔ)上，通過建立水熱耦合模型對(duì)風(fēng)積沙和塊石混合層在降雨條件下其下部?jī)鐾翜囟葓?chǎng)和水分場(chǎng)變化進(jìn)行分析，得到以下結(jié)論：

(1)風(fēng)積沙填堵塊石層后，下部土層易形成扇形高溫區(qū)，增大對(duì)外界環(huán)境溫度的響應(yīng)。降雨作用下，風(fēng)積沙塊石層和天然土層下部?jī)鐾辽舷耷? a抬升速率大，之后平緩增加，與初始凍土上限相比20 a內(nèi)分別抬升了0.128、0.120 m。

(2)天然土層和風(fēng)積沙塊石層下部?jī)鐾翜囟炔町惒淮?，隨時(shí)間呈周期波動(dòng)，溫度幅值存在降低趨勢(shì)其20a內(nèi)分別降低了0.224、0.305 ℃。與凍土上限相比，降雨對(duì)凍土溫度影響大。降雨增加了液態(tài)水對(duì)流傳熱，土層熱傳導(dǎo)通量減小，有利于緩解對(duì)凍土的熱擾動(dòng)。

(3)風(fēng)積沙填堵塊石層后，總等效體積含水量淺表層深度降低，在凍土上限附近即深度-3.0～-2.0 m處增加0.052，夏季液態(tài)水體積含量和冬季體積含冰量分別由0.17、0.12增大至0.21、0.16，且在風(fēng)積沙填堵塊石層下部存在水分累積。天然土層下部水分含量變化小，受降雨影響不大，由于青藏高原蒸發(fā)量大，不存在水分累積現(xiàn)象。

(4)在年平均氣溫較高區(qū)域，降雨雖然能夠抬升凍土上限和降低凍土溫度，但風(fēng)積沙填堵塊石層后其下部土層存在水分累積，會(huì)引起冷暖季節(jié)的凍脹融沉病害，應(yīng)加強(qiáng)防排水設(shè)計(jì)措施，防止路基坡腳積水造成側(cè)向入滲，從而保證路基穩(wěn)定性。