花岗岩残积土双孔结构的蒸发脱湿机理

康馨，常文清†，陈仁朋，刘鹏

（1.湖南大学 地下空间先进技术研究中心，湖南 长沙 410082；2.建筑安全与节能教育部重点实验室（湖南大学），湖南 长沙 410082；3.湖南大学 土木工程学院，湖南 长沙 410082）

花岗岩残积土广泛分布于我国南方地区，常用作建筑材料或基础工程的持力层.由于其地质形成过程中复杂的成土作用，残积土内部存在大量的原生裂隙，剥离的石英颗粒和团聚体、胶结物等容易形成复杂的次生结构，使得残积土内部结构不均，常表现出较强的结构性和水敏性［1-2］.在自然环境下，花岗岩残积土不可避免地存在着蒸发脱湿，土体中水分的蒸发伴随着负孔隙水压力的增加和含水量的减少，改变了土体的吸力场、水分场和渗流场的分布，从而引发岩土体结构的破坏［3-7］.近年来，受全球气候变暖和频繁干旱灾害的影响，蒸发脱湿诱发的工程问题愈发显著.因此，研究水分在花岗岩残积土复杂结构中的蒸发过程和脱湿机制具有重要的实际意义.

土体中水分蒸发的本质是孔隙水吸收能量汽化为水蒸气，通过复杂的孔隙结构运移到外界环境的过程.国内外学者对于蒸发条件下水分在土体孔隙结构中的运移规律已有了一定的研究成果.Or 等［8］考虑了不同孔隙间的吸力差产生的内部流动，提出大孔隙中的水蒸发时向小孔隙补给，大孔先排空的运移模式；Shokri等［9］测量了水分在土体中的蒸发速率，发现水分在土体中的蒸发过程应分为三个阶段（恒速率阶段、降速率阶段、残余阶段）；Teng 等［10］通过简化的计算模型，探究了土体水分不同蒸发阶段间的过渡过程以及过程中发生的水力连接中断；朱青青等［11］研制了非饱和土水分运移监测系统，量化了基质势影响下的土体水分运移过程.以上研究均聚焦于均质土中的水分蒸发过程，而对于花岗岩残积土这种复杂结构下的水分运移机制却鲜有报道.

与均质土不同，花岗岩残积土的孔隙结构受到内部氧化物的胶结作用和外部气候条件的强烈影响，携带正电的氧化铁颗粒会与呈电负性的黏土矿物相结合形成团聚体，改变残积土原有的孔隙结构［12］，使残积土进一步在物理力学特性、水力学特性上与均质土产生差异.本研究的关键问题是如何无损地获得花岗岩残积土的孔隙结构，并精准地捕获到水分在孔隙间的运移过程.近年来，低场核磁共振技术已经广泛运用于岩土、环境等领域的研究［13-14］，低场核磁共振技术能够精确地测量土体水分的分布，在饱和状态下还可以快速获得土体的孔隙分布，但目前利用低场核磁共振技术研究水分蒸发的报道还较少.

为此，本文采用低场核磁共振技术对不同孔隙结构的花岗岩残积土蒸发脱湿特性展开了一系列蒸发试验研究，结合扫描电镜试验和能谱分析探讨了花岗岩残积土的复杂孔隙结构特征，利用HYPROP水势仪和WP4C 冷镜露点仪获得了蒸发条件下的土水特征曲线并分析了土体水分运移机制.为复杂土体结构的水分运移研究提供一定的借鉴方法和思路.

1 试验材料与制备

1.1 试验材料

本文试验土样取自深圳市南山区桂庙路某基坑，埋深约为8 m，土体主要表现为褐红、灰黄夹灰白等色，天然干密度为1.47 g/cm3，天然含水率为28.5%，其他物理参数如表1 所示.通过X 射线衍射获得土体矿物组成，见表2.

表1 花岗岩残积土物理力学性质Tab.1 Physical and mechgnical properties of granite residual soil

表2 花岗岩残积土矿物成分Tab.2 Mineral compositions of granite residual soil

1.2 样品制备

试验中通过模具将取出的原状花岗岩残积土切割成高100 mm、直径50 mm 的圆柱样品.为防止样品水分流失，样品表面用保鲜膜包裹.由于孔隙结构是影响土体吸力和水分运移的关键因素，重塑土在矿物组成上与原状土相似，但孔隙结构更为均匀，因此本试验制备了一批大小、形状与原状样相同的重塑样作为对比：将原状样风干粉碎后过2 mm 筛，剩余的土块粉碎后加回样品中保证矿物组成不变，土样初始含水率与原状土天然含水率保持一致，并击实至相同密度，密封土样以保持水分均匀分布.试验前将所有样品抽气饱和，并计算获得饱和含水率，样品饱和度达到95%以上即可视为饱和.

2 试验方法

2.1 低场核磁共振试验方法

低场核磁共振技术可以通过分析氢原子的弛豫信号来判断水分子的存在状态，土体中水分的横向弛豫时间T2可以反映出水分所处的孔隙环境及三相组成，如图1 所示，孔隙水的横向弛豫时间越长，水分子的相互作用越弱，孔隙越大.在饱和状态下，土体孔隙大小与横向弛豫时间呈正比关系［15］.

图1 孔隙大小与横向弛豫时间的关系Fig.1 The relationship between pore size and transverse relaxation time

本试验使用的试验设备为苏州纽迈公司生产 的MacroMR12-150H-I 型低场核磁共振分析仪，主频率为12 MHz 左右，磁体强度约0.3 T，探头内径为60 mm.试验前将饱和后的样品侧面和底部密封，放入温度为45 ℃的恒温烘箱模拟自然蒸发过程，干燥至不同的饱和度梯度后将样品水平放入探测系统中检测样品水分分布.样品在测试过程中覆盖保鲜膜以防止水分丢失.在测试结束后重新饱和，作为后续土水特征曲线试样继续测试，以避免更换样品导致孔隙结构差别过大.试验的射频脉冲序列采取了CPMG 序列，通过该序列可以获得土体水分横向弛豫时间随信号强度的分布曲线，序列的参数设置如表3 所示.此外还采用自旋回波序列对残积土局部水分分布进行成像，固定样品的成像位置和角度，以确保每个饱和度梯度下的成像位置相同.截取的界面厚度为5.0 mm，图像的空间分辨率为每像素0.58 mm.

表3 低场核磁共振主要试验参数Tab.3 Main operation parameters of Low-Field NMR

2.2 土水特征曲线试验方法

传统的轴平移技术在脱湿方式、排水路径上与自然蒸发过程不同［16］，因此本试验采用张力计和 冷镜露点仪的组合测试来获取蒸发条件下的土水特征曲线.试验使用的设备为德国METER 公司生产的HYPROP 水势仪和WP4C 冷镜露点仪，如图2 所示.HYPROP 水势仪的测量范围为-0.3～300 kPa，精度可达±0.25 kPa.WP4C 冷镜露点仪的测量范围为0～ 300 MPa，测量值低于5 MPa 时精度可达±0.05 MPa，测量值高于5 MPa时精度为1%.

图2 WP4c冷镜露点仪和HYPROP水势仪Fig.2 Chilled-mirror dew point device（WP4c）and HYPROP water potontial meter

试验前，HYPROP 水势仪的两根张力轴都需要真空饱和.试验时将张力轴插入重新饱和的样品内，保持45 ℃恒温干燥，样品与测量装置一同放在精密天平上以记录干燥过程中的质量变化，HYPROP 水势仪中的两根张力计可以获得土体内部的平均基质吸力，天平测得的失水质量可计算土体含水率，相关数据以规则的间隔时间记录以获得土体吸力与含水率间的关系.蒸发进行一段时间后，土体内部的水分开始空化，孔隙水的连通性开始降低，张力计无法继续测量土体基质吸力，将测试土样从水势仪卸下并继续保持相同环境下的蒸发，按照规则的间隔时间将试样放入WP4C 继续测试，WP4C 通过测量密闭样品室内的饱和蒸气压换算为土体的基质吸力，结合天平测得样品的失水质量，获得完整的土水特征曲线.

2.3 微观结构测试方法

为研究花岗岩残积土微观结构的存在形态及对水分运移的影响，本文采用扫描电镜试验和能谱分析获得残积土的微观表面结构和元素分布.用钢丝锯将未经饱和、蒸发的原状土样和初始重塑土样切割成1 cm3的小方块，通过冷冻干燥法将土块脱湿，土块表面涂覆金粉以收集微观图像.

3 试验结果与讨论

3.1 花岗岩残积土双孔结构下的T2曲线分布

饱和状态下花岗岩残积土的横向弛豫时间（T2）分布曲线如图3 所示，试验结果表明重塑样的T2分布曲线只存在一个单峰，而原状样的T2分布曲线呈现双峰分布.由于孔隙水的分布可以归一化为所有信号幅度的总和，每个信号幅度可以表示为对应孔径所占的孔隙水体积，因此从饱和残积土的T2曲线分布可知原状花岗岩残积土内存在双孔结构，而重塑花岗岩残积土孔隙结构均一.

图3 饱和重塑样和原状样T2分布曲线对比Fig.3 Comparison of T2 distribution curves between saturated undisturbed samples and saturated re-compacted samples

切取尺寸、形状相同的两组样品，一组样品由高岭石、石英和极少的赤铁矿组成，外观呈白色；一组由高岭石、石英和较多的赤铁矿组成，外观呈白红相间.两组样品的核磁试验结果表明：“含赤铁矿”样品的T2曲线呈双峰结构，“不含赤铁矿”样品的T2曲线呈单峰结构.为避免样品不同带来的试验误差，再将“含赤铁矿”的样品沿圆形截面逐层切除，每层厚度约为5 mm，直到样品只剩下白色区域，核磁试验结果如图4 所示，残积土T2曲线由双峰分布转变为单峰分布.这表明土体中的微孔结构在去除红色区域后消失，残积土中红褐色区域是氧化铁等胶结物的聚集区域［17］，因此残积土中的微孔结构可能与氧化铁等胶结物存在一定的相关性，为进一步确定花岗岩残积土的复杂结构特征，还需微观试验进一步验证.

图4 含赤铁矿的原状样、不含赤铁矿的原状样和去除红色区域的原状样T2分布曲线对比Fig.4 Comparison of T2 distribution curves among the undisturbed samples containing hematite and the undisturbed samples without hematite and the samples which removed the red region

3.2 花岗岩残积土双孔结构的微观分析

扫描电镜（SEM）和能谱分析（EDS）的测试结果如图5 所示，从图5（a）中可以发现，原状花岗岩残积土中存在着密集的团聚体堆积，团聚体内部形成了大量的微小孔隙，在团聚体聚集区外以及团聚体间存在着较大的裂隙和孔洞，相比之下图5（i）中重塑土的微观结构并未发现明显的大孔和微孔结构，重塑土的孔隙结构较为单一.由图5（b）可知，在更高的放大倍率下，可观察到高岭土层与氧化物颗粒间的显著结合，这些颗粒包裹在高岭土片层表面，将各自分散的高岭土片层胶结堆覆.从图5（c）的结果中可以看出，包覆有氧化物颗粒的高岭土片层表面粗糙程度不均，且存在着大量絮状孔洞结构，而未被氧化物包裹的高岭土片层有着明显的层状结构.对图5（c）所示区域进行EDS 能谱分析，所得结果如图5（d）所示，圈外区为铁元素分布区域，圈内区为铝元素分布区域，铁铝元素分布明显不均，如图5（e）和图5（f）所示.铁元素分布区域集中在粗糙疏松的团聚体表面，未被颗粒状物质包裹的高岭土片层则表现出明显的铝元素堆积.对重塑土进行扫描电镜测试，可以发现重塑土内虽然也有高岭土片层和颗粒状物质的 分布，但并未形成密集的堆积，图5（g）展示了重塑土中观察到的大孔结构.此外，对天然氧化铁粉末进行扫描电镜测试可以发现氧化铁颗粒的形状和尺寸与残积土内高岭土片层表面的胶结颗粒较为接近，如图5（h）所示.

图5 原状土、重塑土和氧化铁颗粒的SEM微观结构图Fig.5 SEM micrographs of undisturbed soil samples，re-compacted soil samples and iron oxide particles

由上述结果可知，氧化铁的胶结作用是形成残积土双孔结构的重要因素，土体中的氧化铁在团聚体和黏土片层表面的包覆使得微孔的孔隙体积增大，这与既有研究结果相近［18］.胶结物与黏土片层密集堆积形成了微孔结构，使得原状花岗岩残积土存在着两套孔隙结构，在蒸发条件下，花岗岩残积土内水分将从两个孔隙结构中发生运移.

3.3 花岗岩残积土双孔结构下的水分运移规律

图6 所示为花岗岩残积土原状样和重塑样的水分分布成像图.由图6 可知重塑样水分分布极为均匀，随着饱和度降低，切片范围内的水分均匀减少，成像图逐渐变暗.而原状土的水分分布明显不均，不同亮度的区域变暗（即孔隙水蒸发）的先后顺序不同，含水率最高的亮色区域最早消失，意味着大孔隙的水优先流动，水分较少的暗色区域位置不断变化，意味着水分在土体孔隙内存在再分布.

图6 重塑样和原状样水分分布成像图Fig.6 Images of water distribution in re-compacted and undisturbed samples

此外，通过低场核磁共振测试，获得了花岗岩残积重塑土在不同饱和度下的横向弛豫时间分布曲线（T2），如图7所示.随着饱和度的降低，重塑土的T2分布曲线逐渐向左移动，这表明随着蒸发的进行，大孔隙内的水分优先蒸发.重塑土的T2分布曲线存在着明显的转折点和终止点，说明蒸发过程中较大的孔隙内水分会全部排空，而较小的孔隙会保持饱和.既有研究表明，水分的蒸发本质上是水分子的动能克服液体中分子间吸引力的过程，由于分子运动不规则，土体中的水可能在空气-水界面的任何位置蒸发，由Young-Laplace 方程可知孔径较小的孔隙水具有更高的吸力，因此在连通的孔隙中大孔隙中的水会受到吸力差的影响向小孔隙补给［19］.这种水分运移模式如图8［20］所示，在理想的连通模型中，小孔的空气-水界面几乎不动，而大孔的弯液面会随着蒸发的进行而下降，小孔中损失的水由大孔进行补给.

图7 蒸发过程中重塑土T2变化Fig.7 Variation of T2 distribution curves during evaporation in re-compacted samples

图8 孔隙连通时的水分蒸发概念模型［20］Fig.8 Conceptual model of two connected capillaries during evaporation［20］

对于双孔结构的原状花岗岩残积土，由图9 可知，两种孔隙结构内的水分同时发生了左移，蒸发在两种孔隙结构中同步发生，且分别向各孔隙结构内的较小孔隙补给蒸发失去的水分，微孔结构并未从大孔结构中得到足够的水分补给，这表明残积土的双孔结构间的连通性实际较差.比较蒸发过程中大孔结构和微孔结构的减小比例，结果如图10 所示，微孔结构的水分损失先慢后快，而大孔结构的水分损失先快后慢，这表明残积土的双孔结构在蒸发初期土体饱和度较高时连通性也较高，大孔中的水分会向微孔结构转移补给，在蒸发后期水分的内部补给逐渐减少，小孔结构得不到足够的水分补给，加快了水分损失.结合图10 中的土水特征曲线可知，当土体饱和度降低到0.8左右时，土体吸力达到140 kPa，并开始随着蒸发的继续快速增加，大量土体水分空化，HYPROP 的测量中断，土体内孔隙水连通性降低，双孔结构间水力连接逐渐断开，该过程持续至饱和度0.2 左右，此时蒸发进入末期残余阶段，土体基质吸力达到4 400 kPa左右.对应概念模型见图11.

图9 蒸发过程中原状土T2变化Fig.9 Variation of T2 distribution curves during evaporation in undisturbed samples

图10 大孔结构与微孔结构水分蒸发比例对比及原状土的土水特征曲线Fig.10 Comparison of reduction proportion of water volume in the macropores and micropores，and SWCC of undisturbed sample

图11 考虑蒸发过程双孔结构水分连通性变化的运移概念模型Fig.11 Conceptual model of water migration considering the change of connectivity of dual pore structure with evaporation

4 结论

1）原状花岗岩残积土中存在着连通性较低的双孔结构，其中微孔结构由氧化铁胶结物和黏土片层及团聚体相互胶结形成，重塑土中只存在均一的大孔结构，评价原状花岗岩残积土的水分运移特征需考虑微孔结构的影响.

2）原状花岗岩残积土内水分分布不均，在脱湿过程中存在着水分优先流动和再分布，重塑土中大孔隙的水分优先排出，小孔隙蒸发损失的水分由大孔隙进行补给，小孔隙保持饱和.

3）花岗岩残积土双孔结构的蒸发同步进行，大孔结构在蒸发初期向微孔结构补给水分，在蒸发至饱和度为0.8左右时水分补给明显减少，基质吸力达到140 kPa时大量孔隙水空化，双孔结构间的水力连接发生中断，同时土体基质吸力快速增加，该过程持续到饱和度0.2 左右，基质吸力达到4 400 kPa 左右.双孔结构的脱湿排水过程与均质土单孔结构的排水过程存在明显差异，两套孔隙结构间的阶段性水分运移不应被忽视.