原状黄土土水特征滞后性研究

2020-04-15康海伟侯晓坤李同录夏增选

水文地质工程地质 2020年2期

康海伟，李萍，侯晓坤，李同录，夏增选，张辉

(1.长安大学地质工程与测绘学院，陕西西安 710054；2.黄土高原水循环与地质环境教育部野外科学观测研究站, 甘肃正宁 745399；3.中国科学院地质与地球物理研究所，北京 100029)

黄土作为一种典型的风成土，广泛分布于中国西北干旱半干旱地区。该地区地下水位埋藏较深，地表黄土常处于非饱和状态[1]。作为研究非饱和黄土基本工具的土水特征曲线(简称SWCC)，表征了平衡条件下土体吸力与含水率之间的关系，与土的非饱和性质存在密切联系[2-3]。例如，很多学者通过土水特征曲线研究非饱和土强度、变形和渗透[4-6]。因此，精准测量土水特征曲线极为必要。测试土水特征曲线的方法包括蒸汽平衡法、轴平移技术、张力计、滤纸法等。在一些实际工程应用中，所涉及到的吸力常可达到3 000 kPa以上[7]，轴平移技术的量程在0～1 500 kPa、张力计在0～500 kPa，不能满足实际要求。而滤纸法作为一种间接测试全吸力范围(0～300 000 kPa)SWCC的方法，自Gardner(1937)首次提出之后，便被广泛应用于岩土工程领域的科学研究和工程实践中[8-10]。相较于其他测试方法，该方法不仅可测量全范围吸力，且具有测试时间短、操作简单和成本低等特点，但对试验操作人员技术要求较高。

非饱和土在增湿、减湿过程中，相同的基质吸力对应不同的含水率，且减湿含水率高于增湿含水率，具有滞后性。在实际工程中，气候环境多变，土体总是处于增、减湿循环过程，这使得深入理解土水特征曲线的滞后性变得尤为重要。Wei等[11]通过理论分析接触角滞后效应、温度效应和毛细管硬化效应对毛细滞后性的影响，建立了任意路径下的毛细滞后模型。刘奉银等[12]提出了滞回度的概念，并用其初步研究了非饱和重塑黄土的土水特征曲线滞后性。李军等[13]通过GCTS土水特征曲线仪测定了西安重塑黄土的土水特征曲线，探究了初始干密度、干湿循环、应力状态变化对滞后性的影响。LU等[14]研究了不同矿物含量对高吸力段滞后性的影响，发现膨胀性矿物含量越多，滞后性越强。Al-mahbashi等[15]认为在不同吸力段吸力产生机理不同，导致了土体在高、低吸力范围滞后程度的不同。黄伟等[16]通过水汽吸附法测定了钠、钾和钙蒙脱土在高吸力下的SWCC，发现层间阳离子是产生高吸力段滞后性的主要原因。尽管很多学者研究了SWCC的滞后性，但大多数工作都是基于重塑土进行的，忽略了土体原生结构性的影响。

本文以非饱和原状黄土为研究对象，基于滤纸法和压力板仪测定了其增湿和减湿土水特征曲线，校验滤纸法测试黄土基质吸力的适用性；结合压汞法测定的孔隙分布曲线，探究了非饱和原状黄土土水特征曲线的滞后性特征，并从气候、物性、微观结构方面对其进行解释，将原状黄土土水特征曲线滞后特征分区，以期为天然黄土工程的稳定性研究提供参考。

1 试验土样、仪器及方案

1.1 试验土样

将陕西泾阳L1和L5地层的原状黄土作为试验土样。其中L1马兰黄土取自地下5.3 m，L5离石黄土取自地下42.5 m。根据《土工试验方法标准》(GB/T50123—1999)[17]测试了基本物理指标(表1)。在天然状态下，L1、L5含水率均低于其饱和含水率，都为非饱和土。

利用X射线衍射仪，测定黄土中的黏土矿物成分及含量(表2)。2层黄土的黏土矿物总含量相近，矿物种类相同，均以伊蒙混层和伊利石为主，但其相对含量差异较大。L1伊蒙混层矿物相对含量显著高于L5，其他黏土矿物相对含量均低于L5。其原因可能是L1黄土的沉积气候较L5温暖湿润[18]。

分别取一定量的散土，过2 mm筛，利用激光粒度仪分析其颗粒组成(图1)。L1、L5黄土中大于0.075 μm的颗粒含量分别为3.82%、2.73%，塑性指数均大于10且小于17，根据《建筑地基基础设计规范》(GB50007—2011)[19]，2层黄土均属细粒土中的粉质黏土。

表2 黄土的黏土矿物成分及含量Table 2 clay mineral content of loess

注：混层比：伊蒙混层中蒙脱石所占的质量百分比。

1.2 滤纸法测定基质吸力

1.2.1试验原理

本文采用接触式滤纸法测定非饱和黄土L1和L5的土水特征曲线，测试原理如图2所示。该方法将测试滤纸与土样直接接触、密封，在相对恒定的温度、湿度条件下，土样中的水以液态水流的形式向干燥滤纸迁移；当该封闭整体达到热力学平衡后，滤纸吸力与土样吸力相等，通过滤纸含水率与吸力的对应关系间接测定土样基质吸力。

图2 接触式滤纸法示意图Fig.2 Principle of contact filter paper method

选用Whatman No.42滤纸，其基质吸力率定方程采用ASTM D5298-10[20]给出的双线性率定方程：

(1)

式中：ψ——土样的基质吸力/kPa；

wfp——滤纸的质量含水率/%。

试样制备：利用环刀直接在野外削取原状土样，土样直径61.8 mm、高度20 mm。将土样表面削平，以便测试滤纸能与其充分接触。

1.2.2试验步骤

配水：增湿时，利用胶头滴管依次缓慢滴定土样，直至其达到预配含水率；减湿时，通过真空饱和仪将土样抽气饱和后，自然风干至目标含水率。

封样：将夹有测试滤纸的保护滤纸置于2个已称重的环刀样之间，用锡箔纸将2个环刀样完全包裹，要求锡箔纸表面平整，且不能破损，用石蜡将包裹好的土样完全密封。

平衡：将蜡封完毕的土样置于恒温箱中，平衡时间为15 d，且平衡过程中，恒温箱温度始终保持20 ℃，以减小温度变化对水分迁移的影响。

开样：将土样表面的石蜡和锡箔纸拆掉，分别称量铝盒、铝盒与湿滤纸总质量，将内含湿滤纸的铝盒在烘箱内烘2 h以上，待滤纸烘干，分别称量滤纸和铝盒总质量及铝盒质量。此外，由于称量滤纸的天平测试精度高、对外界条件感应灵敏，测试过程中试验人员需保持安静。

1.3 压力板试验

采用Fredlund压力板仪测定L1原状黄土增、减湿土水特征曲线，用于检测滤纸法测试的精度。该仪器基于轴平移技术，保持平衡孔隙水压力恒等于大气压力，通过改变孔隙气压控制基质吸力。试验所用陶土板的进气值为1 500 kPa。试验过程中，首先将饱和陶土板置于压力板仪底板凹处，将饱和试样置于陶土板中央，固定顶板、检查气密性；然后将软化水加入体变管，利用冲刷装置驱除残余空气，记录体变管的初始水位；最后逐级施加目标压力，每隔24 h读取体变管水位，直至土样达到土水平衡。试验吸力路径10→20→50→100→ 200→300→400→500→600→500→400→300→200→100→50→20→10 kPa。

1.4 微观结构测试

微观结构对土的力学特性影响显著[21]。利用AutoPore IV 9500型压汞仪测定原状L1、L5黄土的孔隙分布，该仪器的低压范围为3～207 kPa，高压范围为207～413 700 kPa。试验前，将压汞试样自然风干并称重。在低压分析时，膨胀计水平放置，首先将试样抽至真空使其绝对压力小于0.006 7 kPa，通过虹吸法使汞充入膨胀计，待通入氮气加压至初始压力3.4 kPa后，开始加压测试；低压分析完成后，取出膨胀计放入高压室，通过油压对汞施加压力，加压至413 700 kPa。同时通过电容监测每级压力下的进汞量，得出进汞体积与压力的关系。结合式(2)[22]中孔隙直径与压力的对应关系，得到每级压力对应孔径与进汞量的关系：

(2)

式中：p(d)——外加压力；

Th——汞表面张力，20 ℃时取0.485 N/m；

θ——汞与土颗粒间的接触角；

d——土样孔隙直径。

2 试验结果及分析

2.1 孔隙分布特征

实测孔隙比e0表征根据土样质量与体积关系计算得到土样的孔隙比。压汞孔隙比ein表征累积压入汞的体积与土颗粒体积之比。未测孔隙比enon表征压汞试验无法测得的孔隙比。表3为根据进汞量计算的压汞孔隙比与实测孔隙比的比较。由于压汞仪的最小压力限制，其不能测定大于某一孔径的大孔隙；由于最大压力限制，其不能测定小于某一孔径的小孔隙。因此，压汞孔隙比总是小于实测孔隙比。

表3 压汞孔隙比与实测孔隙比的对比Table 3 Comparison of intrusion void and measured void

雷祥义[23]按照孔隙半径大小，将黄土孔隙划分大孔隙(大于16 μm)、中孔隙(16～4 μm)、小孔隙(4～1 μm)和微孔隙(小于1 μm)。不同沉积年代黄土孔隙大小分布如表4所示，反映了不同孔径的孔隙体积占土样总孔隙体积的百分比。2层黄土的大孔隙占总孔隙体积比例较低(L1 6.3%、L5 3.6%)，小、微孔隙占比较高。与L1相比，L5的大孔隙占比降低42.9%，中孔隙占比降低83.8%，小、微孔隙占比分别增加11.7%、50.8%。由于L1马兰黄土埋藏较浅，上覆压力较小，孔隙由中、小和微孔隙共同主导；L5离石黄土埋藏较深，上覆压力较大，孔隙由小孔隙和微孔隙主导。

图3为不同沉积年代黄土的孔隙分布曲线，包括孔隙累积分布曲线和密度分布曲线。可见，不同沉积年代的黄土，孔隙分布曲线形状相似，均为双峰，且微观峰值孔径相近(26～40 nm)、宏观峰值孔径L1较大(L1为7 μm, L5为4 μm)。此外，其微孔隙分布相近，小、中、大孔隙差异较大。可推断，上覆压力对黄土中、大孔隙的影响程度较大，对其小孔隙改造影响较小，对微孔隙几乎没有影响。

表4 不同年代黄土孔隙组成Table 4 Pore composition of loess in different sedimentary age

图3 L1和L5黄土孔隙分布曲线Fig.3 Pore size distribution curves of L1 and L5 loess

2.2 滤纸法的适用性分析

通过压力板仪和滤纸法测定泾阳L1黄土的增、减湿土水特征曲线，测试结果如图4所示。不同测试方法测定的土水特征曲线基本相近，相同含水率下，在增湿过程中，轴平移所测基质吸力略小于滤纸法所测；但在减湿过程中，轴平移测定的基质吸力和滤纸法的测试结果基本接近。整体趋势上看，滤纸法测得的结果与压力板仪测得的结果具有一致性。且规范ASTM D5298-10[20]给定的Whatman No.42的率定曲线方程是根据轴平移技术测得的减湿条件下土体的基质吸力进行的标定。因此，两种测试方法的减湿结果更为接近。

图4 不同方法测定的土水特征曲线Fig.4 SWCC measured by different methods

图4也反映了压力板仪测得的SWCC滞后性显著大于滤纸法所测。其原因可能为压力板仪测试先进行加压进气减湿，后进行减压排气增湿过程。这使得较多气体进入密闭孔隙，水不得进入，导致增湿过程中含水率显著降低，因而其测得的SWCC滞后性更显著。而滤纸法不需要加压进气过程，其SWCC滞后性应更能反映野外的实际情况。

2.3 滞后特征分析

孔隙分布特征对土体SWCC形状和滞后性影响很大。Young-Laplace方程表征了吸力平衡后，孔隙半径与基质吸力的关系：

(3)

式中：ua，uw——孔隙气压力和水压力，两者的差值ua-uw代表基质吸力；

Ts——水表面张力，20 ℃时取0.727 N/m；

α——土颗粒与水之间的接触角；

r——孔隙半径。

结合压汞试验得到的孔隙直径与孔隙分布密度的关系，可得到基质吸力与孔隙分布密度的对应关系(图5)。采用滤纸法测定不同年代非饱和黄土的增、减湿过程SWCC，将测试结果绘于图5中。

图5 非饱和黄土土水特征曲线与孔隙分布的对应关系图Fig.5 The corresponding relationship between SWCC and pore distribution of unsaturated loess

可见，SWCC呈典型的“单降”模式，孔隙分布曲线呈典型的“双峰”模式。孔隙分布曲线的宏观峰与SWCC的拐点对应，孔隙分布曲线在宏观孔隙处的第一个陡增点与土样的进气值也基本对应。但孔隙分布曲线微观峰处对应的SWCC却近似于一条直线段，表明该吸力段基质吸力与孔隙分布不存在明显的对应关系。这佐证了SWCC在低吸力段由孔隙分布控制，在高吸力段由矿物成分控制的观点[14-15,24]。

与许多学者[25-26]测定的土水特征曲线滞后性特点相比，本文测定的土水特征曲线滞后性存在一个显著特点，即在围绕天然含水率(L1 14.2%、L5 17.3%)波动的含水率区间(L1 11.6%～19.2%，L5 15.4%～18.3%)内，2层黄土的土水特征曲线均无滞后性；土样含水率高于该区间时，存在极为明显的滞后性；低于该区间时，存在弱滞后性。Muoz-Castelblanco等[27]基于滤纸法测定法国原状黄土土水特征曲线，也得到了相似的试验结果。

在特定的土样含水率下，干湿循环历史对其基质吸力的影响很大。研究发现，随着干湿循环次数的增加，土水特征曲线的滞回圈面积逐渐减小[12-13,26]。此外，水进入孔隙时，先充填小孔隙、后充填大孔隙；排水时，水先排出大孔隙，后排出小孔隙[28]。故天然状态下，土中仅有微观孔隙和部分宏观孔隙被水充填。随着气候变化，土样含水率围绕天然含水率频繁升降，土样反复吸水、脱水。但无论吸水还是脱水过程均不完全，土样几乎不能完全干燥或者饱和。故土体的某些较大孔隙总是完全干燥、某些较小孔隙总是完全饱和，而部分孔径适中孔隙总是反复吸水、脱水。增、减湿历史导致的土体内部孔隙和颗粒位置的调整完成后，土的含水率与吸力的对应关系将趋于恒定[26]。在野外，随着气候变化，原状土体将围绕天然含水率发生许多次小范围的干湿循环，其可能会使该含水率变化区间影响范围内的孔隙结构、颗粒位置达到稳定状态。因而试验土样在围绕天然含水率波动的区间内无滞后性的原因，可能是由于气候变化，在天然含水率附近，土样含水率升降频繁，干湿循环往复。基于这个猜想，在旱季L1和L5原状黄土的含水率分别为11.6%和15.4%，雨季的含水率分别为19.2%和18.3%。结合图5孔隙分布与土水特征曲线的对应关系，可知干湿循环改造了黄土的部分小孔隙和微孔隙结构，致使天然含水率(L1 14.2%、L5 17.3%)附近无滞后性。

基质吸力变化梯度和变化次数会改变土体内部的细观结构[29]。由于L1比L5更接近地表，其对气候变化的敏感性更高，含水率波动范围更大、变化次数更多。而含水率变化梯度和变化次数会直接影响基质吸力的变化梯度，故L1的细观结构变化较L5更为明显，L1无滞后性的含水率区间比L5大。

当含水率较高时(L1大于19.2%、L5大于18.3%)，孔隙水多为毛细水，其基质吸力主要为毛细吸力。由图5可知，该段SWCC对应于黄土的中孔隙和小孔隙。据Ng等[30]研究，黄土中存在一些限制孔隙，这部分孔隙孔径(D)较大，但由一些狭窄的孔喉(di)与外界相连通，如图6所示。根据“墨水瓶效应”，增湿过程中基质吸力由限制孔隙中大孔隙孔径(D)控制，减湿过程中由孔喉(di)控制。即黄土限制孔隙对墨水瓶效应的增益作用导致SWCC在该部分呈现强滞后性。

图6 黄土中的限制孔隙[30]Fig.6 The constricted pore in loess

图5也显示在高吸力、低含水率段(L1小于11.2%、L5小于15.4%)，L1和L5都有一定的滞后性。当含水率较低时，孔隙水多以薄膜形式附着于土颗粒表面，其基质吸力主要为吸附吸力，该吸力与土中的矿物成分有关，来源于颗粒表面水合作用和阳离子水合作用[15]。土样在增、减湿过程中，颗粒表面水合作用是可逆的，而层间阳离子水合作用是不可逆的[14-15]。正是后者的不可逆性导致SWCC在高吸力段产生了滞后性。结合表2 中伊蒙混层的相对含量及其混层比，发现L5的蒙脱石含量略高于L1(L1为10%，L5为19%)。而蒙脱石具有强膨胀性，蒙脱石含量越高，高吸力段滞后性越显著[14]。故在高吸力段L5的滞后性略大于L1。

2.4 原状黄土土水特征曲线滞后特征分区

基于不同沉积年代原状黄土全吸力范围内土水特征曲线的滞后性特征，根据天然含水率波动范围，可按照土样含水率将原状黄土的土水特征曲线划分为3个部分，即无滞后性区、强滞后性区和弱滞后性区。在围绕天然含水率波动的含水率区间内，土体含水率随气候变化升降频繁，干湿循环往复，致使该区域SWCC没有滞后性，为无滞后性区；含水率高于该区间时(即高含水率阶段，低吸力区)，由于限制孔隙的存在，该区域呈现较强的滞后性，为强滞后性区；含水率低于该区间时(低含水率阶段，高吸力区)，SWCC存在弱滞后性，为弱滞后性区。