黏性土干/湿过程中土结构演化特征研究进展*

巩学鹏 唐朝生② 施 斌 王宏胜 冷 挺 谈云志 邓永锋

(①南京大学地球科学与工程学院 南京 210023)(②南京大学(苏州)高新技术研究院 苏州 215123)(③三峡大学 宜昌 443002)(④东南大学交通学院，岩土工程研究所 南京 211189)

0 引 言

受气候影响，自然界中土体的干湿状态总是在不断变化，进而对土体的工程性质产生重要影响。相比较而言，黏性土的工程性质对水分变化更加敏感。如含水率增加，土体发生膨胀变形，强度降低，而含水率减小，土体发生收缩变形，甚至开裂，整体性遭到破坏，渗透性成倍增加。由此引发一系列工程地质问题或灾害，如强降雨引发的滑坡、泥石流、坝体溃决等灾害频见报道。20世纪70年代末我国南阳地区和90年代初欧洲地区遭遇严重干旱，大规模房屋开裂受损，造成巨大经济损失(Lloyd-Hughes， 2002; 卢冰等， 2008)。2010年我国西南地区遭遇百年一遇的特大干旱，昆明国际机场跑道和多条高速公路出现大面积破损。根本原因在于干旱蒸发导致地基黏性土发生了显著收缩，引发地面沉降变形。类似与干湿气候相关的基础设施受损事件在国内外均有较多报道(Bahar et al.，2008)，本文不再一一列举。总之，在黏性土尤其是膨胀土地区开展工程地质活动，如何有效应对气候变化引发的工程地质问题，一直是本学科面临的挑战。受全球气候变化影响，极端干湿气候发生的频率和强度都呈显著增加趋势，相关课题的研究更是引起了学界的高度重视。

干湿气候影响区内的土体绝大部分都处于非饱和状态，工程性质异常复杂，仅仅依赖经典的土力学理论模型往往不能解决工程中遇到的所有问题，某些情况下还必须考虑土质成分和土结构因素。土结构一般是指土颗粒的大小分布、排列方式和接触关系等。在土力学中，一般认为土颗粒是刚性的，土的宏观变形主要体现在土颗粒之间的排列方式和接触关系的变化。土的变形和破坏的本质就是土结构的变形和破坏。因此，更清晰、更深入地认识土结构，对促进土力学理论的发展及其在工程中的应用具有重要意义。比如在非饱和土力学研究领域中，Alonso et al. (1990)采用双应力状态变量，将建立在饱和土前提下的剑桥模型推广应用到了非饱和土，建立了非饱和土的弹塑性模型和广义的屈服面，即学界熟知的BBM模型，得到广泛认可。随后，Alonso团队改进了之前的BBM模型，提出了双结构弹塑性模型，即学界熟知的BexM模型，该模型充分考虑了土体孔隙结构层次对宏观性质的影响(Gens et al.，1992; Alonso et al.，1999; Alonso et al.，2005)。Al-Rawas et al. (2011)在他的研究中也特别强调了土的微观结构对工程性质的制约作用。Mitchell et al. (2005)指出，微观土力学理论的发展目标是将土固相微观结构与宏观性质紧密联系起来。谢定义等(1999)指出：“土结构性是决定各类土力学性质的一个最为根本的内在因素”。沈珠江(1996)认为：“土结构性问题是21世纪土力学的核心问题”。由此可见，系统掌握土体的微观结构特征及其在多边界条件下的演化规律，是土力学研究的重要课题。

然而，必须指出的是，自然界中的土体种类繁多，其结构特性也千差万别，许多土体表现出特殊的工程性质往往也与其特殊的土结构有关。例如珠江三角洲海积淤泥质软土的工程性质具有显著的空间差异性，主要是因为不同的沉积环境导致了不同的微观结构，研究表明，该地区的软土具有蜂窝状、凝块状、骨架状、基质状、紊流状等多种类型(李德福等， 2000; 周翠英等， 2004)。对于湿陷性黄土，高国瑞(1990)从颗粒的形态、排列方式和连接形式3方面分析了该类土体的微观结构特征，发现湿陷性的基本特征是粒状架空连结的结构体系。受篇幅限制，本文难以涵括各种类型土体，将主要以一般黏性土作为研究对象，基于大量文献资料，首先对土结构的含义、相关术语及划分标准进行了介绍，并对当前微观结构的主要观测方法和量化方法等进行了归纳； 然后重点对干化、湿化及干湿循环条件下黏性土微观结构的演化特征及该课题的研究进展进行了阐述； 最后对全文内容进行了总结，并提出了今后该课题的研究重点和方向。

1 土结构概念、观测方法与量化

1.1 土结构相关概念与研究内涵

在土力学研究历史中，用于描述土结构的术语及其含义一直存在多种观点，如常见的“组构”、“结构”和“构造”等。早期Mitchell et al. (2005)和Collins(1984)对土结构研究中的术语定义一致：“组构”(fabric)是指“颗粒、颗粒群和孔隙空间的排布方式”。但现在的学界已经很少使用“组构”一词并提倡弃用该词(施斌， 1996)。“结构”(structure)一词在当前学界比较流行，包含了土的组构、成分和粒间作用力的含义，有时可以与“组构”互换，但“结构”具有更广泛的意义，即“组构”是“结构”的子集。在国内，高国瑞对“结构”和“组构”的定义基本与此相同(高国瑞， 1990)。另外，“构造”一般是指人眼可辨范围内的土体结构，如干缩裂隙、剪切带、土的成层性等，属宏观概念，目前使用也相对较少。

在施斌等(2007)提出的土体结构系统层次划分方案中，“土结构”的研究范围主要对应于“土粒”层次，研究对象为土粒/孔隙的大小、形状、形貌学特征、排列特征、相互间的作用、与水或其他流体(含气体)间的相互作用、土粒的水稳性、强度和内部结构，尺寸范围微米级和毫米之间。而“构造”则对应“土块”、“土层”及其以上的宏观范畴。

为了统一土结构术语， 1985年第二届全国土和土体学术讨论会上，建议采用“土体结构”和“土结构”分别表达宏观“构造”和微观“结构”的含义，以避免混淆(高国瑞， 1990)。现在国内外也经常用“微观结构”和前缀“micro-”，即“microstructure”，以明确其指示的微观范畴。为此，本文所提到的“土结构”与“土微观结构”具有相同的含义。

早期研究土力学和土质学的学者如Terzaghi、Goldsehmidt、Casagrade、Lambe、Van Ophen、Gillott、Dudley等人认识到了土体微观结构的重要性(施斌， 1996)，但未进行系统和定量的描述。Collins et al. (1974)运用扫描电镜研究了大量天然黏土样品的微观结构，建立了系统的微观结构描述方法，在黏土微观结构的研究中具有重要地位。随着认识的逐步深入，高国瑞(2013)将更多力学性质的认识纳入描述体系，建议命名的结构名词、术语和分类不仅要反映土的微观形态和排列方式，还要直接或间接地反映土结构在宏观力学性质上的差异和作用，从而建立了完善的土结构描述体系。他将土结构体系分为3种要素：基本单元、结构连结和孔隙。

上述关于土结构的描述和体系划分都是以土体固相的分布特征、大小和形态、联结方式等为基础的，但以非饱和土为研究对象时，学者们往往更关注孔隙的大小、分布以及连通性。主要原因在于：(1)前述关注固相的土结构描述体系难以在宏观层面得到定量的分析、解释和验证； (2)孔隙中的流体(空气、水)主导了非饱和土的宏观性质； (3)非饱和土的宏观变形特性在本质上取决于微观孔隙结构特征。因此，学者们期望通过研究土孔隙结构，来解释土的宏观行为和力学性质。

很多国内外学者用压汞试验研究压实土样的孔隙分布特征时，发现孔隙分布存在尺度的差别。Barrenblatt et al. (1960)研究裂隙岩体的渗流时，首次提出了双孔隙结构的概念。随后一些研究者(Ahmed et al.，1974; Collins et al.，1974; Pusch， 1982; Delage et al.，1984; Alonso et al.，1987; Lapierre et al.，1990)沿用了Barrenblatt的双孔隙结构的概念，以描述孔隙分布曲线有两个明显不同峰值的现象。Gens et al. (1992)认为，两个峰值分别代表了微观孔隙(microvoids)和宏观孔隙(macrovoids)。随后的许多研究( Sharma， 1998; Delage， 2006; Farulla et al.，2010; Nowamooz et al.，2010a， 2010b， 2016; 叶为民等， 2011)发现，压汞试验测得的孔隙度和实际孔隙存在差异，原因在于施加压力区间的限制，常规的压汞试验无法测到更小(r<10inm)或更大(r>400iμm)的孔隙(Romero et al.，2008)。目前一般认为，黏性土的孔隙存在3个层次：晶层间孔隙、团聚体内孔隙和团聚体间孔隙(Sharma， 1998)(图 1)。压汞试验无法测量的部分属晶层间孔隙，例如Lloret et al. (2007)将晶层间孔隙的半径定为0.2～2.0nm之间。团聚体内孔隙和团聚体间孔隙的分界点则随土的性质和状态而不同。叶为民等(2011)的实验研究表明，高压实膨润土团聚体间孔隙和团聚体内孔隙的界限点在150～200inm，而Farulla et al. (2010)研究了高岭石-伊利石黏土的孔隙分布，认为团聚体间孔隙和团聚体内孔隙的界限大约为2iμm。目前学界关于孔隙结构层次特性及界限划分标准尚未形成统一认识，表 1总结了文献中的相关研究成果，但数据离散性较大，原因是土体孔隙结构受矿物成分、干密度、含水率及水力路径等许多因素的制约。

图 1 土的微观结构概念模型(改自Sharma，1998)Fig. 1 Conceptual model for microstructure of compacted clays(modified from Sharma， 1998)

(1)本表格中的峰值1、2、3并不严格对应晶层间孔隙、团聚体内孔隙和团聚体间孔隙，例如Romero et al. (1999)中的3个峰值并不包含晶层间孔隙。(2)文献Cui et al. (2002)“含水率”一栏用吸力表示。(3)文献Sivakumar et al. (2006)“干密度”一栏用垂向应力表示。(4)PSD(pore size distribution)代表孔径分布曲线在早期的研究中，人们未意识到三峰值的孔隙分布或者认为没有必要研究晶层间孔隙。他们使用“宏观孔隙”和“微观孔隙”表述时，默认的是双峰值的孔隙分布，基本对应于三峰值孔隙分布中的“宏观孔隙”和“中观孔隙”，而“微观孔隙”被认为是恒定不变的而不予关注。这样的设定仍然是合理的：通常认为晶层间孔隙只有在吸力极大时(大于3iMPa)才会受到影响(Romero et al.，2012)，大多数情况下土体体积变化主要源自团聚体内孔隙和团聚体间孔隙的变化。

表 2 土结构常用观测方法Table 2 Common research techniques for soil structure

1.2 土结构观测方法

目前常用的土结构观测方法主要有偏光显微镜、扫描电子显微镜(SEM)、环境扫描电子显微镜(ESEM)、X射线衍射、压汞试验(MIP)、计算机层析成像技术(CT)、恒温氮吸附(BJH)等(表 2)，其中常用的观测方法是SEM、ESEM和MIP，且随着计算机断层扫描技术(CT)的分辨率逐渐提高，近些年在土结构观测中也得到了越来越广泛的应用。

扫描电子显微镜(SEM)是目前土体微观结构观测中使用最为广泛的一种仪器设备，由于其对真空度和样品表面特性的苛刻要求，SEM在实际使用中仍然面临许多问题：(1)制样要求严格，过程复杂； (2)制样过程易对土结构产生扰动； (3)SEM观察非导体的表面特征时需要导电处理，一般喷碳粉或金粉，以避免电荷积累，但镀膜之后的表面结构不一定能反映真实情况； (4)SEM对真空状态要求非常高，不允许水的存在，因此也无法观察到自然状态下的样品表面。

环境扫描电子显微镜(ESEM)是一种经过改进的扫描电子显微镜。ESEM测试过程中无需对试样表面进行导电处理，也不需要真空环境，能对自然状态下的样品进行直接观测，是观测干、湿过程中土体微观结构变化的理想手段。但ESEM也有明显的局限性，例如在湿度较高的环境中，其分辨率会受到影响； 且放大倍数往往低于5000倍； 此外对于含水率比较高的样品，通过ESEM难以得到高质量的图像，后期处理难度很大。

压汞试验(MIP)的物理基础是液态汞对固体表面不浸润的性质，若要汞进入孔隙中，则需要一定压力，此压力的大小与孔隙大小有关。Washburn(1921)推导出了如下公式表述了进入压力和孔隙直径的关系：

(1)

其中，P是进入压力，γ是液体表面张力，θ是接触角，d是孔隙直径。结合压入的液态汞的体积，可建立孔隙大小与体积的对应关系。MIP试验周期短，数据相对可靠，其在土结构尤其是孔隙分布定量分析研究中起到了十分重要的作用。但是MIP仍然存在一些局限性：(1)完全封闭的孔隙无法被测量； (2)墨水瓶效应：无论样品内部的孔隙实际有多大，只有达到从样品表面到此孔隙的路径上最小孔隙的进入压力后才可能被充填； (3)仪器所能达到的最大压力尚不足以使汞进入全部的晶层间孔隙； (4)仪器所施加的最小/大压力限制了可测量到的最大/小孔隙(Romero et al.，2012)。

计算机断层扫描技术(CT)或称计算机层析摄影术，是一种无损、原位、动态的测试方法，对于研究样品内部的结构具有重要意义。它通过特定的算法，根据X射线、γ射线或中子射线穿过不同密度的物质时的衰减系数，重建物体的断面图像，由一系列断面图像可以构建物质内部的三维影像(Vaz et al.，1989; Degueldre et al.，1996; Taina et al.，2008; Cuisinier et al.，2004; Lopes et al.，1999)。CT机起初应用于医学诊断，随后CT被扩展用于工程、生物学、农学、物理学、化学等各个领域。就岩土工程领域而言，CT技术可用于定量化描述土结构，目前应用较多的是在损伤理论中：以原状土和完全损伤状态的CT值为两个极限值，定义中间状态的损伤变量，进而与强度、变形等宏观力学试验数据相联系，建立土结构损伤演化模型(卢再华等， 2002; 陈正汉， 2014)。此外，近些年来越来越多的研究者用中子射线CT研究非饱和土中水的渗流(Deinert et al.，2004)、砂岩中流体的运移及孔隙特征(Solymar et al.，2003)、土团聚体之间水的流动(Carminati et al.，2007)。

CT技术与其他土结构测试技术相比有很多优势，比如非破坏性、连续性、三维特征、反映多种物理化学性质等，是研究土体变形、断层、断裂、流体运移和渗透等性质的有力工具(施斌等， 2001)。但是当前大部分研究者关注于宏观孔隙、密度、粗-中粒砂的水理性质、植物根系生长等，而在更微观的层面上，例如不同尺度的孔隙、土壤团聚体、小尺度的土壤生物，CT的使用往往受到限制(Taina et al.，2008)。近些年来，微米级甚至纳米级的CT技术开始涌现，并在岩土微观结构领域得到良好的应用。相信随着技术的进步和革新，更高精度及功能更强大的CT技术将帮助人们更深入地认识土体的微观世界。

表 3 土结构量化信息提取(胡瑞林等， 1996a)Table 3 Quantitative information extraction of soil structure(Hu et al.，1996a)

1.3 土结构量化

随着土结构研究的深入，人们逐渐发现仅仅停留在定性描述阶段不能满足实际需求，有必要对结构参数进行量化，进一步促进基于微观结构力学机制的土力学理论发展(胡瑞林等， 1996a)。表 3分别从直接途径和间接途径两方面归纳了常用的土结构量化信息提取方法。从20世纪90年代开始，由于计算机技术得到快速发展，很多学者基于数字图像处理技术对土体SEM图像进行了定量研究(Tovey， 1990; 吴义祥， 1991; Tovey et al.，1992; 胡瑞林， 1995; 胡瑞林等， 1999; 王宝军等， 2004; 谷天峰等， 2011)。

表 4 基于计算机图像处理的土结构参数量化Table 4 Thesoil microstructure parameters from digital image processing

用于表征土结构的量化参数大致可分为各向异性参数、孔隙参数、分形维数3类(表 4)。各向异性参数的构建主要针对土颗粒之间接触面、单元体长短轴、孔隙形态等要素的角度分布和混乱度； 孔隙参数的构建目的是将土体微观参数与实测孔隙度、孔隙比等宏观物理参数建立联系； 分形维数被广泛用于构建土体微观结构特征与宏观力学性质之间的联系。

分形几何学以极不规则的几何图形为研究对象，其研究的主体内容是自相似分形(谢和平， 1992)。土结构的层次性、自相似性以及由此引起的强度、渗透率、土水特征曲线的不确定性、不规则性，均有可能通过分形理论得到描述。因此，许多学者致力于将分形理论应用于土结构和土力学上，希望以分形维数为参数，来描述土结构和土力学性质，达到微观结构与宏观物理现象相结合的目的。在土结构描述方面，刘松玉等(1992)通过黏土颗粒分布计算粒度分布分形维数，认为分维越大，说明自组织程度越高； 胡瑞林等(1996b)提出了7种可通过图像处理得到的基于分形理论的结构参数，例如粒度分维、孔径分维、颗粒表面起伏分维、颗粒定向分维等，并探讨了这些结构参数与黄土湿陷性的关系。随后有大量学者研究了土颗粒分布、孔隙分布、土颗粒表面等的分形特性(武生智等， 1991; Brakensiek et al.，1992; Moore et al.，1995; Avnir et al.，1998; 王宝军等， 2004)。在土的物理力学性质预测方面，徐永福等人(Xu et al.，2002; 徐永福等， 2006; 徐永福， 2015; Xu et al.，2015)建立了基于分形维数的土水特征曲线、渗透系数、非饱和抗剪强度、膨胀变形、压缩变形的预测方程，并进行了验证，形成了一套理论。

总之，利用数字图像处理技术从微观结构图像中获取可用于描述宏观力学性质的结构参数，进而构建微观结构与宏观力学性质之间的桥梁，是今后该课题的重要发展方向。

2 干/湿条件下土体微观结构演化特征

许多研究表明，荷载、吸力及两者之间的耦合作用是引起土结构变化的主要因素。因此，在研究荷载作用的同时，进一步深入研究干/湿环境条件变化引起的土结构演化，是本领域的一个重要课题，有助于加深人们对非饱和土变形、破坏等力学现象的理解，以期未来能够建立更精确、更贴近物理现象的本构模型或力学模型。本节主要就土体吸力变化即干湿变化对土结构的影响进行探讨。

在不同干湿状态下，黏性土微观结构有明显差异。Delage et al. (1996)采用MIP和SEM对压实粉土试样在相同干密度、不同含水率条件下的土结构进行了研究，得到了如下认识：(1)在最优含水率干侧(含水率低于最优含水率)，可见团聚体作为骨架支撑、黏土作为连结，呈发育良好的团聚体结构，团聚体间孔隙明显，黏土颗粒水化不明显，在SEM图像中几乎不可见。(2)当含水率等于最优含水率时，土体倾向基质结构，均一度较高，结构性不明显，团聚体尺寸减小，黏土矿物主要作为团聚体间连结和颗粒外的包裹物，大孔隙明显减少。正是因为团聚体间的部分大孔隙被黏土矿物充填，所以在相同压实功的作用下，能够达到最大干密度。(3)在最优含水率湿侧(含水率高于最优含水率)，团聚体消失，黏土颗粒形成基质，包围着粉粒，充填了粒间孔隙。这与MIP的试验结果相吻合：在最优含水率干侧，孔隙分布函数具有明显的双峰特征； 在最优含水率湿侧，则呈明显的单峰式分布。许多试验均得到了类似的结果(Wan et al.，1995; Delage et al.，1996， 2006; Sivakumar et al.，2006; Tarantino et al.，2008; Farulla et al.，2010)。Farulla et al. (2010)用MIP和SEM/ESEM观察了鳞片土的微观结构，采用数字图像处理方法分析了ESEM的图像，从固相的角度反映了干湿变化过程中颗粒和团聚体的胀缩。图 2为颗粒变形与吸力变化的关系，由图2可知，吸力减小(含水率增加)导致团聚体膨胀，吸力增加(含水率降低)导致团聚体收缩。

图 2 干湿变化中团聚体平面面积变形与总吸力的关系(Farulla et al.，2010)Fig. 2 Areal deformation of the aggregate versus total suction in wetting-drying variation(Farulla et al.，2010)

此外，干湿路径上的团聚体变形并不重合，在一个完整的吸力循环之后，存在累积的团聚体膨胀。事实上，含水率与土结构的关系并不是静态的、唯一的，而是与干湿路径密切相关的。因此，分析和讨论土体微观结构在干燥过程、湿化过程以及干湿循环过程的演化规律对深入理解土体的某些宏观性质具有重要意义。

2.1 干燥过程

在干燥过程中，土中吸力增加，土的总体积减小，这主要由大孔隙发生明显的收缩所致，而团聚体内的小孔隙不变或略有增大。Cuisinier et al. (2004)的研究结果表明：到达缩限之前，总孔隙度的降低主要是由大孔隙收缩引起的，但是值得注意的是，小孔隙略有增加，推测可能的原因是大孔隙排空后，小孔隙仍然处于饱和状态，大孔隙的收缩导致团聚体之间接触限制减少，土颗粒内部的孔隙略有膨胀； 到达缩限之后，总孔隙度基本不变，但是孔隙结构仍有明显变化：大孔隙的减少与小孔隙的增加几乎一致，而小于0.1iμm的孔隙在整个干燥过程都无变化。另外，在叶为民和陈永贵课题组研究膨润土微观结构时效性的试验(叶为民等， 2013)中，也发现静置时团聚体间孔隙逐渐减少，团聚体内孔隙和晶层间孔隙逐渐增多，说明无论有无宏观的体积形变，都可以发生土结构的变化，进而出现时效性的问题。国内外许多研究都得到了相似的结论(Simms et al.，2001， 2002; Cuisinier et al.，2004; Koliji et al.，2006; 曾召田， 2007； 叶为民等， 2011)。

图 3 砂性土干燥过程中孔隙分布演化(Romero et al.，2008)Fig. 3 The evolution of PSD in the drying on a sandy loam(Romero et al.，2008)

图 4 干燥过程中宏观孔隙比随吸力的变化(Cui et al.，2002)Fig. 4 Macro-pore ratio versus suction in drying(Cui et al.，2002)

依据前人的试验结果，Romero et al. (2008)绘制了砂性土(sandy loam)干燥过程中PSD的演化曲线(图 3)，Cui et al. (2002)在试验中将0.2iμm作为宏观孔隙和微观孔隙的界线，绘制了宏观孔隙比-吸力的关系(图 4)，反映了干燥过程中部分宏观孔隙体积向微观孔隙体积转化的过程。

Nowamooz et al. (2010b)用MIP定量研究了干燥过程中宏观、中观和微观孔隙的变化，结果如图 5所示。从图5中可知，在0～2iMPa的吸力内，孔隙比变化主要受宏观孔隙控制，即此吸力范围内只影响宏观孔隙； 2～60iMPa吸力范围内受宏观和中观孔隙作用； 吸力超过60iMPa后变形主要来自中观孔隙和微观孔隙。

图 5 宏观、中观和微观孔隙比随吸力的变化(Nowamooz et al.，2010b)Fig. 5 Macro-， meso-， and microstructural void ratio variations versus suction(Nowamooz et al.，2010b)

蔡国庆等(2015)完整地描述了双孔隙结构的压实黏土在干燥时的微观结构演化过程。他们将干燥过程分为5个阶段：

(1)吸力从零到进气值之前，吸力不断增大导致土体收缩，土体的收缩量与水的渗出量相等，土体一直保持饱和状态。此阶段土中水的流动仅限于团聚体之间的宏观孔隙中的自由水，而团聚体内部的微观小孔隙则没有明显变化。

(2)吸力超过进气值之后，团聚体间的大孔隙中的水优先渗出，土体变为非饱和状态。宏观孔隙水的流出将加剧团聚体的重排，使其趋向更加紧密的状态，这也使得土体在体积减小的同时其刚度得以提高。此阶段的吸力范围对应文献Nowamooz et al. (2010b)中0～2iMPa的吸力范围。

(3)当团聚体间宏观孔隙中的水全部流出后，团聚体内中观孔隙中的水开始流动，含水率进一步减小，但是体积已经不再变化。

(4)大部分团聚体内中观孔隙排空之后，此时进入吸力已经非常高的阶段Ⅳ。晶层间孔隙成为土中水的最后储存场所，这些晶层间水是黏土颗粒本身发生膨胀的原因。此阶段仅有很少量的层间水离开土体。

(5)晶层间的水分子进一步减少，此阶段的含水率趋近于一个接近于0的恒定值。

对比蔡国庆等(2015)和Nowamooz et al. (2010b)可以发现两者的观点有相似之处但并不一致：蔡国庆等(2015)认为每一个干燥阶段仅排空一种孔隙，而Nowamooz et al. (2010b)分析认为不同层次的孔隙起控制作用的时间是有交叉重叠的。笔者认为有必要对此开展更精细的研究。

除了定性描述，国内外的学者也致力于研究干燥过程中孔隙分布曲线演化的定量化数学模型。Koliji et al. (2006)总结了大量干燥过程的实验结果，将孔隙分布范围划分为宏观孔隙、微观孔隙和不受吸力影响的区间3个部分(图 6)，测量了两种极限情况下(吸力=0和400ikPa)的孔隙分布，并以初始饱和状态下孔隙分布函数为基准，预测中间状态的曲线形态。最终用二元函数υ(r，ψ)表示在吸力ψ作用下，孔径为r的孔隙所占的体积分数，达到预测孔径分布的目的。他们在研究中指出：

图 6 孔径区间划分(Koliji et al.，2006)Fig. 6 Division of pore size domain(Koliji et al.，2006)

(1)在区间1和4中，吸力变化并不改变原孔隙分布函数的形态。

(4)在吸力增加过程中，大孔隙收缩导致的体积减小量一部分转化为总体积的缩小，一部分转化为微观孔隙的增多。由于墨水瓶效应，并不是所有的区间2内的孔隙都被测出。

在国内，也有学者提出了能模拟干燥过程中孔隙分布曲线演化的理论模型。黄启迪等(2017)基于实验数据所建立的模型中，吸力增加后的孔隙分布曲线可由初始孔隙分布曲线通过平移、缩放以及分散3步得到：孔隙分布的平移量和缩放量与孔隙比线性相关，而分散程度与孔隙比满足指数衰减关系。

2.2 湿化过程

许多研究表明，土结构在湿化过程中的演化特征与湿化条件密切相关。在无侧限的自由湿化条件下，团聚体膨胀并分裂成若干更小的团聚体，团聚体内的小孔隙和团聚体间的大孔隙都呈增大趋势，且以团聚体内的孔隙增大为主(叶为民等， 2011)。在有侧限的恒体积条件下湿化，团聚体间孔隙逐渐封闭，体积减小，而团聚体内孔隙体积增大(Cui et al.，2002; 刘毅， 2016)。Cui et al. (2002)和刘毅(2016)认为湿化过程中团聚体分解剥离及黏土颗粒吸水膨胀是导致孔隙分布曲线由双峰向单峰过渡以及土结构逐渐趋于均一化的原因。

湿化过程中的土结构变化在本质上取决于水分在孔隙中的迁移规律和赋存状态，这可以从土的孔隙结构和宏观力学现象进行分析。Lloret et al. (2003)和Sivakumar et al. (2006)研究了不同干湿路径和等向压力条件下的孔隙分布特征，得到了一致的结果：(1)随着压力的增加，团聚体内孔隙的峰值没有变化，但团聚体间孔隙的峰值逐渐变小； (2)在高吸力范围内，压实作用对含水率与吸力之间的关系几乎没有影响。这说明：在控制吸力条件下湿化时，水首先进入团聚体内孔隙，而压实作用不影响团聚体内孔隙。所以在高吸力范围内，压实度不影响含水率与吸力之间的关系； 相反，在低吸力范围，水已经存在于团聚体间孔隙，而经受了高压力的土体的团聚体间孔隙被压缩，所以在相同吸力下，含水率较低。

此外，也有学者从应力-应变的角度讨论湿化过程中土结构的演化。有文献表明，重塑非饱和高岭土的膨胀梯度值(swelling gradient)κ(卸载时的应力-体积应变曲线的斜率，即dυ/d(p-uw))大约为0.10(Sivakumar et al.，2006)，但湿化饱和后仅有0.03(Sivakumar et al.，2002)。这说明非饱和时，土团聚体相互分离，以一个类似刚体的颗粒起到支撑作用，由于颗粒间接触面积小，团聚体间的空间很大(图 7)，此时类似于自由膨胀状态，所以在承受外力的时候刚度较低，κ较大； 当逐渐趋于饱和时，团聚体结构逐渐朝分散结构发展，向周围更大的团聚体间孔隙膨胀，这时团聚体之间相互接触更多，在承受外力而变形的时候已经不再只是极小部分接触点的变形了，而是整体的压缩，所以此时刚度较大，κ较小。

图 7 湿化过程中团聚体膨胀占据团聚体间孔隙(Sivakumar et al.，2006)Fig. 7 Swelling of aggregates into the inter-aggregate voids during wetting(Sivakumar et al.，2006)

在膨胀土恒体积湿化膨胀过程中，膨胀力的变化也能反应结构的变化。刘毅(2016)采用高庙子膨润土进行了恒体积的湿化膨胀试验，发现膨润土的水化膨胀曲线受团聚体间大孔隙影响显著。当干密度和含水率较低时，大孔隙较多，膨润土团聚体能迅速膨胀形成临时结构，当荷载超过临时结构的承载能力时会发生塌陷，团聚体间的大孔隙迅速减少，对应膨胀力则发生回落，内部结构重组后继续水化导致膨胀力再次增大，因此其水化膨胀曲线呈明显的双峰结构，并且以团聚体内小孔隙为主，甚至会进一步演化为均质结构。随着湿化过程的进行，大孔隙量减少，水化膨胀曲线逐渐由双峰结构演变成一条平滑曲线。

2.3 干湿循环

干燥导致土体收缩，湿化导致土体膨胀，但这两个过程引起的土结构变化并不是完全可逆的。干湿循环过程中的土水特征曲线和体变曲线均存在明显的滞回圈。

目前学术界关于干湿循环条件下土体的体变特性存在两种观点：Dif et al. (1991)、Al-Homoud et al. (1995)和Alonso et al. (1995)报道了膨胀性黏土在干湿循环之后存在累积的收缩变形现象，收缩量的大小随垂直应力的增加而增加； 另一方面，Chu et al. (1973)、Obermeier(1973)、Popescu(1980)、以及Pousada(1984)观察到了完全相反的现象，每次干湿循环都产生残余的体积膨胀量。此外，有些学者在研究中发现同时出现这两种现象，于是探讨了产生累积收缩或累积膨胀的原因：Day(1994)和Basma et al. (1996)的试验发现膨胀或收缩取决于在干燥路径上施加的吸力大小； Sharma et al. (2000)认为循环后的结果取决于应力历史和应力路径； Alonso et al. (1999)将原因归咎于应力水平和应力历史。

图 8 不同密实度的土在系列干湿循环中孔隙比的变化(Nowamooz et al.，2010a)Fig. 8 Void ratio variation of loose and compacted soils during series of wetting and drying cycles(Nowamooz et al.，2010a)

无论是膨胀还是收缩，体积变形不可能无限发展下去，随着干湿循环过程不断进行，最终会到达一个平衡状态，此后的干湿循环不会导致进一步的累积体积应变(Nowamooz et al.，2010a)(图 8)。Farulla et al. (2010)从土结构层面解释了此现象：经历了多次干湿循环之后或在没有净垂向应力时，不再产生累积的体积形变是因为此时仅产生了团聚体的胀缩，而不存在明显的团聚体再造(aggregate fusing)和滑移(slippage)。Nowamooz et al. (2010b)采用氮吸附法和压汞法测量并定义了微观、中观和宏观孔隙，将平衡状态下土的各个层次的孔隙度与初始状态进行了对比，以反映各个尺度的孔隙的变化，结果如图 9所示。他们将缩限吸力sSL作为微观孔隙(micropore)和中观孔隙(mesopore)的吸力界限，即sn/m，将e-s曲线上的另一个斜率变化点定义为宏观孔隙和中观孔隙的吸力界限sm/M。对于不同干密度的样品，不同的干湿循环次数，显示出来的缩限吸力sn/m都是一致的，并且在干燥路径上的(sm/M)sh也是不变的，变的只有湿化路径上宏观孔隙和中观孔隙的界限值(sm/M)sw。随着干湿循环次数的增加，(sm/M)sw逐渐向(sm/M)sh靠近，最后相等。据此，Nowamooz et al. (2010a)预测最终会到达这样的平衡状态：对于任意吸力，都存在某一对应的孔隙比，只要样品在此吸力下被压实到此孔隙比，那么干湿循环就会显示出弹性性质，即干湿循环不再出现累积的膨胀或收缩体积应变，这个孔隙比被称为弹性孔隙比e0el，也即e0el是吸力s的函数，与干湿循环次数和路径无关。从试验结果可知，多次干湿循环几乎不影响微观孔隙和中观孔隙，改变的只有宏观孔隙，孔隙比小于e0el的密实样出现不可逆的体积膨胀，直至达到e0el。与此对应，孔隙比大于e0el的松散样将出现不可逆的体积收缩，同样也最终达到e0el，所有的体积应变都来自于宏观孔隙的变化。这个状态是黏性土的一个特征平衡状态，他们建议将弹性孔隙比作为膨胀性非饱和土的一个新的独立参数。这些成果和认识为建立新的土结构本构模型奠定了基础。

图 9 不同压实状态下单个干湿循环中孔隙比的变化(Nowamooz et al.，2010a)Fig. 9 Void ratio variation of densely and loosely compacted bentonite and silt mixtures during a single wetting and drying cycle(Nowamooz et al.，2010a)

许多研究结果显示，一次完整的干湿循环后，收缩/膨胀量与净垂向应力有关。若干湿循环导致土体收缩，则净垂向应力越大，收缩越大； 若干湿循环导致土体膨胀，则净垂向应力越大，膨胀越小； 若净垂向应力为0，干湿循环几乎不产生累积的体积应变，即干湿循环引起的体积应变是可逆的(Nowamooz et al.，2010a; 曾召田， 2007)。当存在净垂向应力或干湿循环尚未达到平衡状态时，会发生不可逆的团聚体滑移或宏观孔隙塌陷，导致湿化膨胀量减少，引起宏观孔隙的减少，形成滞回圈。每次循环导致的体变不可逆程度随循环次数增加逐渐降低，是因为每次循环之后都形成了更稳定的土结构(Farulla et al.，2010)。

图 10 SEM图像：(a)自然状态； (b)(c)(d)分别经过1、3、5次干湿循环后的状态(Zemenu et al.，2009)Fig. 10 SEM micrographs：(a) natural state; (b)，(c)， and (d) after 1， 3i and 5 cycles of free swelling respectively(Zemenu et al.，2009)

图 11 非饱和土样在干湿循环中团聚体体积演化过程(Koliji et al.，2010)Fig. 11 Evolution of aggregate volume with suction in the sample of unsaturated soil(Koliji et al.，2010)

干湿循环过程中黏性土颗粒的形态变化可通过SEM/ESEM进行研究。相关结果表明(Zemenu et al.，2009)，随着干湿循环的进行，结构单元体的定向性减弱，大的团聚体分解，土样在经历5次循环之后，其原始结构已经完全丧失，形成了相对均一化、无定向性的松散结构(图 10)。Koliji et al. (2010)对得到的ESEM图像进行定量分析，绘制了团聚体所占体积百分比随吸力的变化曲线(图 11)：吸力增加导致了团聚体体积减小，在第1个干燥阶段(即吸力从50ikPa增加到500ikPa)变化最明显，超过500ikPa之后体积变化较小。

土的微观结构对土水特征曲线有明显影响。研究人员经常通过土水特征曲线来预测非饱和土的渗透系数k和评价非饱和土的力学特性，在此过程中常常需要将土结构与土水特征曲线结合起来考虑(Simms et al.，2002)。大量研究结果表明，干湿变化过程中土水特征曲线不是完全重合的(Arya et al.，1981; Ray et al.，1995; Ng et al.，2000; 张先伟等， 2014)，存在明显的滞回圈，并且在单个干湿循环路径中，相同的吸力条件下，通常干燥路径上的饱和度要高于湿化路径，且每轮干湿循环之后，土水特征曲线滞回圈不断下移(Wheeler et al.，2003)(图 12)。一般经过3次循环之后，土水特征曲线位置逐渐稳定(Farulla et al.，2010; Chen et al.，2013)。孙德安等(2015)、于响等(2015)、Kong et al. (2017)发现试样随干湿循环次数增加，相同吸力对应的含水率下降，即持水能力下降，孔隙比增加，并且变化幅度随着干湿循环次数的增加而减小，并最终趋于稳定。导致上述现象的原因主要有以下几点：(1)墨水瓶效应； (2)水和矿物颗粒的前进接触角与后退接触角的差异； (3)相同吸力下，吸力增加和减小时的气体体积不同； (4)土结构和体积形变的累积效应及滞回特性(Gitirana et al.，2004)。

图 12 多次干湿循环过程中的土水特征曲线(Wheeler et al.，2003)Fig. 12 The soil-water characteristic curves during several wetting-drying cycles(Wheeler et al.，2003)

目前常用的获得土水特征曲线的方法有两类，试验法和模型预测法。常规的试验法费时费力，工作量大，而且得到的数据不连续，所以如何通过理论模型预测出可靠的土水特征曲线一直是非饱和土领域的研究重点。通常情况下，这类模型的构建都建立在土结构之上。如应用广泛的Fredlund-Xing土水特征曲线方程(孙德安等， 2015)是基于土水特征曲线与孔隙分布的关系，以孔隙分布函数为媒介而推导得到的； Gitirana et al. (2004)提出的双峰土水特征曲线的经验公式，不仅能较好地对不同类型的土进行拟合，而且参数具有明确的物理意义； Vereecken et al. (1989)用van Genuchten土水特征曲线方程对40组比利时土进行拟合，通过土颗粒级配曲线、干密度等参数进行回归分析得以较好地预测土水特征曲线； Arya et al. (1981)、Zhuang et al. (2001)采用了物理模型方法，根据粒径分布、重度、颗粒密度等预测水分特征曲线的模型，最大限度地利用了有限的己知资料； 张雪东等(2011)通过建立土体平均孔隙半径与孔隙率之间的关系，基于Brooks & Corey模型，建立了考虑孔隙率影响的土水特征曲线模型； 胡冉等(2013)假定变形后的孔隙分布函数可以从参考状态的孔隙分布函数经过平移、缩放得到，在此基础上建立了考虑土体变形和滞回特性的土水特征曲线模型。

3 总结与展望

3.1 总 结

本文首先探讨了与土结构相关的概念和土体微观结构观测方法，然后重点阐述了干燥、湿化及干湿循环过程中土体微观结构的演化特征，主要取得了以下认识：

(1)学界对土结构的定义、相关术语的含义及划分标准尚没有形成统一观点，部分学术名词需要进一步厘清定义。

(2)含水率是影响土体微观结构的关键因素之一。在最优含水率干侧制备的土样的孔隙分布曲线一般呈典型的双峰特征，而在湿侧则呈单峰特征。

(3)在干燥过程中(吸力增加)，土体积的减小主要由大的宏观孔隙收缩所致。达到缩限后，虽然总孔隙比不变，但土体内部孔隙结构仍然在不断调整。在不同的吸力区间内，主要受影响的孔隙尺度是不同的。

(4)在湿化过程中(吸力减小)，团聚体内的小孔隙和团聚体间的大孔隙都逐渐增大，且以团聚体内的孔隙增大为主，土结构的演化特征与侧限条件密切相关。

(5)干湿循环过程中，土结构变化并不是完全可逆的，土体产生的累积收缩/膨胀形变量主要来自于宏观孔隙。随着干湿循环次数的增加，土体的体变特性会达到一个平衡状态。

3.2 展 望

系统掌握土结构特征是理解土体宏观性质的基石，尽管学界围绕干/湿过程中的土结构已经取得了丰富的研究成果，但该课题仍然有许多难点需要不断攻克。笔者认为，未来可以在以下几方面展开更进一步的研究：

(1)改进土结构研究的制样方法和观测技术。要想反映土结构的演化过程，最直观的途径是对土结构进行动态的、连续的观测。但是当前的技术手段(如SEM、ESEM、MIP等)主要是静态的、个别的，难以达到对土体微观结构进行三维实时动态观测的目的。近年来，CT技术逐渐被用于土体结构三维动态观测，但系统性成果尚不多见，且分辨率有待进一步提高(施斌， 1997a)。考虑到CT技术易于操作，功能强大，且对土样的适应条件宽泛，笔者认为该技术应该是今后比较有前景的发展方向。

(2)湿化过程的研究有待进一步深入。湿化过程与干燥过程存在着巨大差异，干燥过程具有缓慢、稳定和渐变的特点，相对而言易于研究，以往的文献也多选择干燥过程开展相关研究； 但湿化现象往往十分迅速，难以及时开展试验和观测，并且自然界存在多种不同的湿化方式(如模拟自然降水湿化、模拟洪水漫灌湿化、蒸汽平衡法湿化、毛细管湿化(Zemenu et al.，2009)等)，不同湿化方法也可能导致土结构呈现不同的演化特征，目前学界关于这方面的系统性研究成果还比较少见。

(3)微观结构参数与宏观力学模型相结合。土的宏观性质在很大程度上取决于微观结构，在现有的宏观力学模型基础上进一步考虑微观结构的演化，达到微观-宏观的深度融合，对更好地描述实际工程中的土力学问题具有重要意义。