三轴压缩下南京下蜀土的宏、微观性状试验

韩爱民，肖军华，乔春元，丁长阳

南京工业大学岩土工程研究所，南京 210009

0 引言

南京下蜀土主要分布于南京市鼓楼以西、光华门、东郊一带坡地的前缘或阶地。由于该类土体在南京下蜀镇的地层剖面较典型，故俗称下蜀土。它形成于第四纪中、晚更新世（Q2、Q3），物质起源与西北黄土相同，根据沉积年代先后，可分为一级阶地、二级阶地和坳沟次生下蜀土[1-2]。

南京下蜀土特定的生成和演化环境形成了独特的结构特征，存在于土体结构中粉粒接触点的胶结物质形成的胶结强度对其力学性状和工程性质有直接影响[1]。下蜀土在不同荷载下表现出来的宏观力学行为归根结底是其内部微结构演化的结果；因此，通过宏观与微观相结合的试验方法，对下蜀土进行力学特性研究，从而获得对宏观现象的合理解释。

笔者旨在通过室内宏、微观试验，研究南京地区下蜀土在三轴压缩下的宏观变形与强度特性及土体在压缩过程中微结构的演化规律，丰富下蜀土的力学理论，为工程应用提供参考。

1 试验准备

1.1 试验设计

首先，通过宏观力学试验研究南京下蜀土在三轴压缩过程中的变形与强度特性，该过程采用GDS全自动三轴仪完成。结合三轴试验结果，可对下蜀土的结构强度进行分析。土的结构强度形成于土结构的生成过程，是指土体天然结构状态下颗粒接触点处的胶结物质（包括结合水）形成的连结强度，三轴压缩下，可用原状土与结构完全破坏的重塑土的偏应力差来表示[3]。通常可通过扰动、加荷和浸水等方法使土体结构破坏，笔者采取扰动的破坏方式。实现过程为：将原状土烘干、碾碎、过筛，使原状结构完全破坏，配制与原状样含水率相同的土样，密封静置24h以上，使水分充足均匀分配；然后将土样分层击实，制作与原状样相同密实度及含水率的重塑样。

其次，借助微观图像扫描并提取量化参数研究下蜀土在三轴压缩后的微结构演化机理。

土的微观结构状态可从颗粒形态、排列方式、孔隙特征及接触关系等方面进行描述[4-6]。结构量化参数是指能够定量刻画结构状态的上述方面特征的参数。从结构图像处理角度来看，土的结构状态可以由颗粒（或孔隙）大小的特征参数（等效直径和相对面积）、形状的特征参数（圆度）、分布的特征参数（分布分维）、定向排列的特征参数（概率熵）等定量刻画。

在微观方面研究过程中，通过JEOL-JSM-5900LV扫描电子显微镜采集土体压缩破坏后不同部位试样的微结构图像，并对采集图片进行一系列前处理（如灰度修正、去噪、亮度和对比度调整等），设置合适的阈值将图片转化为二值图像，再运用微结构分析程序GEOIMAGE对二值图像进行处理分析[7]，得到颗粒及孔隙相对面积、数目、圆度、分布分维、有序程度等量化信息。

1.2 试样选取

表1是对取自南京不同地区的下蜀土试样的颗粒质量分数进行对比的结果。1-4号试样取自燕子矶，5-6号试样取自仙林。上述地区为南京下蜀土的主要分布区域，且下蜀土地层剖面发育良好。现场取样时首先用铁皮装好并用胶带密封，以防止水分蒸发，小心运回实验室放在干燥阴凉的地方备用。

表1 南京下蜀土颗粒分析试验结果Table1 Grain ingredient of Nanjing Xiashu soil

由表1可见：南京下蜀土的粒径主要集中在（0.005，0.075]，各试样在这一粒径范围的颗粒分数均在50%以上，说明下蜀土中粉粒居多，黏粒次之。粉粒形成了下蜀土的颗粒骨架结构，黏粒填充其间。下蜀土与其他黄土比较，粉粒含量更大，黏粒含量较少，这是黄土堆积间歇风化淋滤作用的结果。下蜀土粉粒之间连结形成的这种结构性特征对其工程性质具有明显影响。

由表1还可见，5-6号试样的黏粒含量大于1-4号试样。这主要是由于仙林地区为中更新统下蜀土，而燕子矶一带为晚更新统下蜀土，前者形成年代早、经历风化时间较长，颗粒细、黏粒含量多。

然而，同样取自燕子矶的4组试样，其黏粒的质量分数也相差较大，4号试样黏粒含量最小，为22.508%，2号试样最大，为37.215%。这种差异主要是由于4号试样位于土坡顶部，受长期淋滤作用，使土中细颗粒大量流失。2号样位于下蜀土中古土壤夹层，经历过强烈的化学风化，使黏粒含量增加[8]。

而不同地点的下蜀土的矿物种类变化不大，主要黏土矿物有伊利石、绿泥石以及蒙脱石-伊利石混层，碎屑矿物为石英、长石、蛭石、赤铁矿等[9]。

图1以仙林地区试样为例，给出了原状下蜀土的扫描电子显微镜（SEM）图。结果表明，下蜀土颗粒之间的胶结情况较好。在10000倍放大倍数下，可以看出粗大的粉粒构成了下蜀土的骨架，其间存在着较大孔隙，土体有着明显的结构性。在5000倍放大倍数下，发现在粉粒的周围附着一些呈片状的黏土矿物，填充粉粒之间的大孔隙，并起着胶结粉粒的作用。在2000倍放大倍数下，可以看到各种小的颗粒通过胶结作用形成大的、不规则的颗粒集合体，大的颗粒集合体之间还存在着许多微小孔隙。由此可见，下蜀土的孔隙主要为集聚体与碎屑之间的孔隙和集聚体内部的孔隙，由物理化学作用而形成的固化连结、胶结物的连结作用使土体具有结构强度，因而下蜀土有较好的力学性能。

考虑试样的均匀性，本文的宏、微观试验均选用南京仙林地区的试样。试样的天然含水率为22.5%，天然密度为2.035g／cm3，饱和度为95.7%，孔隙比为0.639，液限含水率为30.8%，塑限含水率为17.2%。对于基本力学性质，根据本次试验和文献[10]：压缩系数为0.18～0.21MPa-1，为中等压缩性土；湿陷系数小于0.015，为非湿陷性土；自由膨胀率在40%左右，为轻微膨胀土。

2 试验结果与分析

2.1 宏观变形与强度

对原状和重塑下蜀土在围压σ3分别为100、200、250、300、350、400kPa共6个应力级别下进行三轴压缩试验，试样均采取等向固结，轴向应变达到20%时停止加载。根据不同围压下的偏应力q与轴向应变ε曲线特点，图2给出了具有代表性的σ3为100、250、350kPa的q-ε曲线。同时，图2还给出了由原状和重塑试样的偏应力差确定的土体结构强度曲线。

图2表明，围压较低时，原状和重塑试样的变形曲线均可呈软化或弱软化型。随着围压增大，它们的变形曲线逐渐向硬化型转变，重塑试样的应力应变曲线先变化为硬化型；而当围压更大时，重塑和原状试样的应力应变曲线均呈硬化型。

土体在宏观上的变形形态体现了其内部微结构的变化特征，结构强度曲线直观地反映了结构特性在应力-应变关系中的发挥和消失过程（图2）。随着应变增大，土体的结构强度曲线分为两段，存在明显的转折点：在转折点之前，应力随应变增大而急剧增大，表明土体的结构强度迅速发挥；在转折点之后，随着应变增大，土体的结构强度逐渐减小，表明结构产生了破坏，各结构单元进行重新排列；当各个结构单元最终完全无序排列时，土体结构完全破坏，此时，由粗粉粒接触点处的各种胶结物质和结合水的连结强度几乎全部丧失，只剩下部分基质吸力和毛细压力。因此，结构强度曲线上的转折点为下蜀土的天然结构发生破坏的起点，取转折点处所对应的应力差为下蜀土的结构强度。表2列出了下蜀土在不同围压下的结构强度（qs）和破坏起始应变（εf）。

表2 下蜀土的结构强度和破坏起始应变值Table2 Structure strength and failure stain at different confine pressure

图1 原状下蜀土的SEM图Fig.1 SEM photographs of undisturbed Xiashu soil

图2 下蜀土的应力-应变关系Fig.2 Stress-stain relationships of Xiashu soil

表2表明，随着围压增大，下蜀土的结构强度和破坏起始应变均增大，说明在较高围压下，土体的强度增大，抵抗剪切变形能力增大。下蜀土的结构强度与围压的关系如图3所示，下蜀土的结构强度qs与围压σ3近似存在线性变化关系，且qs轴上截距很小，因此，qs／σ3基本上为常数（本次试验中，不同围压下的qs／σ3为0.35～0.43，变化较小）。这说明，天然状态下下蜀土的结构强度主要取决于土体自身内部结构单元的排列和颗粒接触处胶结物质的胶结性能，但结构强度并非定值，也与初始应力状态有关，在三轴压缩下，下蜀土的结构强度与围压近似线性相关。

图3 下蜀土结构强度与围压的关系曲线Fig.3 Relationship between confine pressure and structure strength of Xiashu soil

2.2 微结构演化规律及机理

对围压σ3＝250kPa、破坏应变εf＝20%的试样在剪切后的不同部位进行微观分析。图4分别为位于剪切破坏带中心（图4a）、距破坏带较近（距离剪切带中心1cm）（图4b）、距破坏带较远（距离剪切带中心2cm）（图4c）3处不同位置试样的SEM图片。通过定性对比发现，距破坏带位置不同，土体微观结构差异很大：破坏带内，颗粒间的微小孔隙闭合，土粒发生明显位移（图4a）；距破坏带较近的土体，大颗粒间的孔隙并未完全闭合，仍存在一些微小孔隙（图4b）；距破坏带较远的土体，其微观结构与原状样相比，没有明显差异（图4c）。

2.2.1 颗粒、孔隙面积比例的演化特征

颗粒面积比例为微结构图像上颗粒所占面积与总面积之比，孔隙面积比例定义与之类似。荷载作用下颗粒、孔隙面积比例的变化反映了土体内部结构的演化规律。图5对比了距离破坏带不同位置的试样及原状样的颗粒、孔隙面积比例。

图5表明，破坏试样颗粒面积大于原状样，孔隙面积小于原状样，且距离破坏带越近，颗粒面积越大，孔隙面积越小。可以推断：在三轴压缩过程中，随着剪应变逐渐增大，下蜀土中颗粒所占面积比例随之增大，而孔隙所占面积比例逐步减小，说明随着荷载增大，下蜀土中较大颗粒集聚体受到剥离作用而缩小，而较小的颗粒集聚体通过不断兼并增大，同时，孔隙和裂隙逐渐缩小，集聚体逐步均匀化。

图4 土体的SEM图片Fig.4 SEM photographs of samples

图5 不同位置的颗粒、孔隙面积比例对比Fig.5 Comparison of area ratios of grains and pores in different positions

2.2.2 颗粒、孔隙分布的演化特征

考虑岩土体具有较为明显的层次性和自相似性，运用统计自相似的方法来定量地描述其微结构的特征，确定颗粒分布的维数。由于这个维数是一个介于1～2的分数，称之为分布分维。

土结构的分布分维Df可根据数方格统计方法，采用下式得到[4-6]：

式中：c为修正系数；r为格子的边长；N（r）为颗粒所占格子数。改变格子的边长r值，颗粒所占格子数N（r）也将发生改变。

一幅图像的颗粒分布情况既反映颗粒系统的形态，又可说明土体的密实情况。一般来说，颗粒的分布分维越大，颗粒在平面上的密布程度越高，颗粒的凌乱程度越大，集团化程度就越低。孔隙的分布分维与之类似。图6对比了原状样及距离破坏带不同位置的试样的颗粒、孔隙分布分维Df。

图6 不同位置的颗粒、孔隙分布对比Fig.6 Comparison of distribution fractal dimension of grains and pores in different positions

图6表明，破坏试样的颗粒分布分维大于原状样，孔隙分布分维小于原状样，且距离破坏带越近位置，颗粒分布分维越大，孔隙分布分维越小。可以推断：在三轴压缩过程中，随着应变逐渐增大，下蜀土中颗粒的分布分维随之增大，孔隙的分布分维逐步减小。这说明，随着荷载增大，下蜀土颗粒的集团化程度降低，颗粒凌乱化加剧，致使土体结构趋于松散化，产生较大的宏观变形；而孔隙的分布分维减小，孔隙分布继续向着集中化、集团化的趋势发展。对比原状样与破坏带内试样的颗粒、孔隙分布分维发现，颗粒分布分维增大7%，孔隙分布分维减小29.5%，说明原状下蜀土具有较强的结构性。

图6还表明，孔隙的分布分维明显小于颗粒的分布分维，说明孔隙分布较颗粒更为集中，孔隙的集团化程度较高。但两者的变化存在一定的关联性，即孔隙分布变化趋势与颗粒分布变化趋势正好相反，颗粒分布凌乱化程度越高，则孔隙分布更为集中，这说明颗粒变化和孔隙变化在机制上大体相同。

2.2.3 颗粒、孔隙定向排列的演化特征

引进现代信息系统论中概率熵（Hm）这一指标，来反映岩土材料微结构单元排列的有序性[4-6]，并给出其定义：

式中：Pi为土结构单元体在某一方位区中呈现的概率；n为单元体排列方向[0，N]中等分的方位区数。

Hm介于1～2，Hm越大，说明结构单元体排列越混乱，有序性越低。图7对比了原状样及距离破坏带不同位置的试样的颗粒、孔隙概率熵Hm。

图7 不同位置的颗粒、孔隙有序性对比Fig.7 Comparison of degrees of orientation of grains and pores in different positions

图7表明，破坏试样的颗粒概率熵大于原状样，孔隙概率熵小于原状样，且距离破坏带越近位置，颗粒概率熵越大，孔隙概率熵越小。可以推断：在三轴压缩过程中，随着应变逐渐增大，下蜀土中颗粒概率熵随之增大，孔隙概率熵逐步减小。这说明，随着荷载增大，外部荷载对下蜀土颗粒的扰动更加明显，促使颗粒产生转动和位移以适应压力的增大，使颗粒排列更加无序，而另一方面，孔隙排列的有序性逐步增强。最终，在土体结构无序程度最高的部位形成了剪切破坏带。三轴压缩下，下蜀土中剪切破坏带的形成过程如图8所示。

图8 土体剪切破坏带形成示意图Fig.8 Schematic diagram of the formation of shear band

3 结论

1）围压较低时，原状和重塑下蜀土的变形均可呈软化型，随着围压增大，变形逐渐向硬化型转变，且重塑试样的变形先变化为硬化型。

2）下蜀土的结构强度曲线与应变的关系分为两个阶段，存在明显的转折点：转折点以前，土体的结构强度随应变增大而急剧增大；到达转折点之后，结构强度随应变增大而逐渐减小甚至最终消失。

3）下蜀土的结构强度与围压的比值基本上为常数，反映天然状态下下蜀土的结构强度主要取决于土体自身内部结构单元的排列方式和颗粒接触处胶结物质的胶结性能，且与初始应力状态相关。

4）随着土体剪应变增大，下蜀土中较大颗粒集聚体受剪破坏，而较小颗粒通过聚集增大，使得土体颗粒面积比例增大，但颗粒集团化程度降低、平面分布分散、颗粒排列逐渐朝无序发展，并在无序程度最高部位形成了剪切破坏带。

5）三轴压缩下，下蜀土孔隙结构的微观变化趋势恰好与颗粒相反，反映两者在机制上大体相同。

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