黏性土干/濕過程中土結構演化特征研究進展*

鞏學鵬 唐朝生② 施 斌 王宏勝 冷 挺 談云志 鄧永鋒

(①南京大學地球科學與工程學院 南京 210023)(②南京大學(蘇州)高新技術研究院 蘇州 215123)(③三峽大學 宜昌 443002)(④東南大學交通學院，巖土工程研究所 南京 211189)

0 引 言

受氣候影響，自然界中土體的干濕狀態總是在不斷變化，進而對土體的工程性質產生重要影響。相比較而言，黏性土的工程性質對水分變化更加敏感。如含水率增加，土體發生膨脹變形，強度降低，而含水率減小，土體發生收縮變形，甚至開裂，整體性遭到破壞，滲透性成倍增加。由此引發一系列工程地質問題或災害，如強降雨引發的滑坡、泥石流、壩體潰決等災害頻見報道。20世紀70年代末我國南陽地區和90年代初歐洲地區遭遇嚴重干旱，大規模房屋開裂受損，造成巨大經濟損失(Lloyd-Hughes， 2002; 盧冰等， 2008)。2010年我國西南地區遭遇百年一遇的特大干旱，昆明國際機場跑道和多條高速公路出現大面積破損。根本原因在于干旱蒸發導致地基黏性土發生了顯著收縮，引發地面沉降變形。類似與干濕氣候相關的基礎設施受損事件在國內外均有較多報道(Bahar et al.，2008)，本文不再一一列舉。總之，在黏性土尤其是膨脹土地區開展工程地質活動，如何有效應對氣候變化引發的工程地質問題，一直是本學科面臨的挑戰。受全球氣候變化影響，極端干濕氣候發生的頻率和強度都呈顯著增加趨勢，相關課題的研究更是引起了學界的高度重視。

干濕氣候影響區內的土體絕大部分都處于非飽和狀態，工程性質異常復雜，僅僅依賴經典的土力學理論模型往往不能解決工程中遇到的所有問題，某些情況下還必須考慮土質成分和土結構因素。土結構一般是指土顆粒的大小分布、排列方式和接觸關系等。在土力學中，一般認為土顆粒是剛性的，土的宏觀變形主要體現在土顆粒之間的排列方式和接觸關系的變化。土的變形和破壞的本質就是土結構的變形和破壞。因此，更清晰、更深入地認識土結構，對促進土力學理論的發展及其在工程中的應用具有重要意義。比如在非飽和土力學研究領域中，Alonso et al. (1990)采用雙應力狀態變量，將建立在飽和土前提下的劍橋模型推廣應用到了非飽和土，建立了非飽和土的彈塑性模型和廣義的屈服面，即學界熟知的BBM模型，得到廣泛認可。隨后，Alonso團隊改進了之前的BBM模型，提出了雙結構彈塑性模型，即學界熟知的BexM模型，該模型充分考慮了土體孔隙結構層次對宏觀性質的影響(Gens et al.，1992; Alonso et al.，1999; Alonso et al.，2005)。Al-Rawas et al. (2011)在他的研究中也特別強調了土的微觀結構對工程性質的制約作用。Mitchell et al. (2005)指出，微觀土力學理論的發展目標是將土固相微觀結構與宏觀性質緊密聯系起來。謝定義等(1999)指出：“土結構性是決定各類土力學性質的一個最為根本的內在因素”。沈珠江(1996)認為：“土結構性問題是21世紀土力學的核心問題”。由此可見，系統掌握土體的微觀結構特征及其在多邊界條件下的演化規律，是土力學研究的重要課題。

然而，必須指出的是，自然界中的土體種類繁多，其結構特性也千差萬別，許多土體表現出特殊的工程性質往往也與其特殊的土結構有關。例如珠江三角洲海積淤泥質軟土的工程性質具有顯著的空間差異性，主要是因為不同的沉積環境導致了不同的微觀結構，研究表明，該地區的軟土具有蜂窩狀、凝塊狀、骨架狀、基質狀、紊流狀等多種類型(李德福等， 2000; 周翠英等， 2004)。對于濕陷性黃土，高國瑞(1990)從顆粒的形態、排列方式和連接形式3方面分析了該類土體的微觀結構特征，發現濕陷性的基本特征是粒狀架空連結的結構體系。受篇幅限制，本文難以涵括各種類型土體，將主要以一般黏性土作為研究對象，基于大量文獻資料，首先對土結構的含義、相關術語及劃分標準進行了介紹，并對當前微觀結構的主要觀測方法和量化方法等進行了歸納； 然后重點對干化、濕化及干濕循環條件下黏性土微觀結構的演化特征及該課題的研究進展進行了闡述； 最后對全文內容進行了總結，并提出了今后該課題的研究重點和方向。

1 土結構概念、觀測方法與量化

1.1 土結構相關概念與研究內涵

在土力學研究歷史中，用于描述土結構的術語及其含義一直存在多種觀點，如常見的“組構”、“結構”和“構造”等。早期Mitchell et al. (2005)和Collins(1984)對土結構研究中的術語定義一致：“組構”(fabric)是指“顆粒、顆粒群和孔隙空間的排布方式”。但現在的學界已經很少使用“組構”一詞并提倡棄用該詞(施斌， 1996)。“結構”(structure)一詞在當前學界比較流行，包含了土的組構、成分和粒間作用力的含義，有時可以與“組構”互換，但“結構”具有更廣泛的意義，即“組構”是“結構”的子集。在國內，高國瑞對“結構”和“組構”的定義基本與此相同(高國瑞， 1990)。另外，“構造”一般是指人眼可辨范圍內的土體結構，如干縮裂隙、剪切帶、土的成層性等，屬宏觀概念，目前使用也相對較少。

在施斌等(2007)提出的土體結構系統層次劃分方案中，“土結構”的研究范圍主要對應于“土粒”層次，研究對象為土粒/孔隙的大小、形狀、形貌學特征、排列特征、相互間的作用、與水或其他流體(含氣體)間的相互作用、土粒的水穩性、強度和內部結構，尺寸范圍微米級和毫米之間。而“構造”則對應“土塊”、“土層”及其以上的宏觀范疇。

為了統一土結構術語， 1985年第二屆全國土和土體學術討論會上，建議采用“土體結構”和“土結構”分別表達宏觀“構造”和微觀“結構”的含義，以避免混淆(高國瑞， 1990)。現在國內外也經常用“微觀結構”和前綴“micro-”，即“microstructure”，以明確其指示的微觀范疇。為此，本文所提到的“土結構”與“土微觀結構”具有相同的含義。

早期研究土力學和土質學的學者如Terzaghi、Goldsehmidt、Casagrade、Lambe、Van Ophen、Gillott、Dudley等人認識到了土體微觀結構的重要性(施斌， 1996)，但未進行系統和定量的描述。Collins et al. (1974)運用掃描電鏡研究了大量天然黏土樣品的微觀結構，建立了系統的微觀結構描述方法，在黏土微觀結構的研究中具有重要地位。隨著認識的逐步深入，高國瑞(2013)將更多力學性質的認識納入描述體系，建議命名的結構名詞、術語和分類不僅要反映土的微觀形態和排列方式，還要直接或間接地反映土結構在宏觀力學性質上的差異和作用，從而建立了完善的土結構描述體系。他將土結構體系分為3種要素：基本單元、結構連結和孔隙。

上述關于土結構的描述和體系劃分都是以土體固相的分布特征、大小和形態、聯結方式等為基礎的，但以非飽和土為研究對象時，學者們往往更關注孔隙的大小、分布以及連通性。主要原因在于：(1)前述關注固相的土結構描述體系難以在宏觀層面得到定量的分析、解釋和驗證； (2)孔隙中的流體(空氣、水)主導了非飽和土的宏觀性質； (3)非飽和土的宏觀變形特性在本質上取決于微觀孔隙結構特征。因此，學者們期望通過研究土孔隙結構，來解釋土的宏觀行為和力學性質。

很多國內外學者用壓汞試驗研究壓實土樣的孔隙分布特征時，發現孔隙分布存在尺度的差別。Barrenblatt et al. (1960)研究裂隙巖體的滲流時，首次提出了雙孔隙結構的概念。隨后一些研究者(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的雙孔隙結構的概念，以描述孔隙分布曲線有兩個明顯不同峰值的現象。Gens et al. (1992)認為，兩個峰值分別代表了微觀孔隙(microvoids)和宏觀孔隙(macrovoids)。隨后的許多研究( Sharma， 1998; Delage， 2006; Farulla et al.，2010; Nowamooz et al.，2010a， 2010b， 2016; 葉為民等， 2011)發現，壓汞試驗測得的孔隙度和實際孔隙存在差異，原因在于施加壓力區間的限制，常規的壓汞試驗無法測到更小(r<10inm)或更大(r>400iμm)的孔隙(Romero et al.，2008)。目前一般認為，黏性土的孔隙存在3個層次：晶層間孔隙、團聚體內孔隙和團聚體間孔隙(Sharma， 1998)(圖 1)。壓汞試驗無法測量的部分屬晶層間孔隙，例如Lloret et al. (2007)將晶層間孔隙的半徑定為0.2～2.0nm之間。團聚體內孔隙和團聚體間孔隙的分界點則隨土的性質和狀態而不同。葉為民等(2011)的實驗研究表明，高壓實膨潤土團聚體間孔隙和團聚體內孔隙的界限點在150～200inm，而Farulla et al. (2010)研究了高嶺石-伊利石黏土的孔隙分布，認為團聚體間孔隙和團聚體內孔隙的界限大約為2iμm。目前學界關于孔隙結構層次特性及界限劃分標準尚未形成統一認識，表 1總結了文獻中的相關研究成果，但數據離散性較大，原因是土體孔隙結構受礦物成分、干密度、含水率及水力路徑等許多因素的制約。

圖 1 土的微觀結構概念模型(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并不嚴格對應晶層間孔隙、團聚體內孔隙和團聚體間孔隙，例如Romero et al. (1999)中的3個峰值并不包含晶層間孔隙。(2)文獻Cui et al. (2002)“含水率”一欄用吸力表示。(3)文獻Sivakumar et al. (2006)“干密度”一欄用垂向應力表示。(4)PSD(pore size distribution)代表孔徑分布曲線在早期的研究中，人們未意識到三峰值的孔隙分布或者認為沒有必要研究晶層間孔隙。他們使用“宏觀孔隙”和“微觀孔隙”表述時，默認的是雙峰值的孔隙分布，基本對應于三峰值孔隙分布中的“宏觀孔隙”和“中觀孔隙”，而“微觀孔隙”被認為是恒定不變的而不予關注。這樣的設定仍然是合理的：通常認為晶層間孔隙只有在吸力極大時(大于3iMPa)才會受到影響(Romero et al.，2012)，大多數情況下土體體積變化主要源自團聚體內孔隙和團聚體間孔隙的變化。

表 2 土結構常用觀測方法Table 2 Common research techniques for soil structure

1.2 土結構觀測方法

目前常用的土結構觀測方法主要有偏光顯微鏡、掃描電子顯微鏡(SEM)、環境掃描電子顯微鏡(ESEM)、X射線衍射、壓汞試驗(MIP)、計算機層析成像技術(CT)、恒溫氮吸附(BJH)等(表 2)，其中常用的觀測方法是SEM、ESEM和MIP，且隨著計算機斷層掃描技術(CT)的分辨率逐漸提高，近些年在土結構觀測中也得到了越來越廣泛的應用。

掃描電子顯微鏡(SEM)是目前土體微觀結構觀測中使用最為廣泛的一種儀器設備，由于其對真空度和樣品表面特性的苛刻要求，SEM在實際使用中仍然面臨許多問題：(1)制樣要求嚴格，過程復雜； (2)制樣過程易對土結構產生擾動； (3)SEM觀察非導體的表面特征時需要導電處理，一般噴碳粉或金粉，以避免電荷積累，但鍍膜之后的表面結構不一定能反映真實情況； (4)SEM對真空狀態要求非常高，不允許水的存在，因此也無法觀察到自然狀態下的樣品表面。

環境掃描電子顯微鏡(ESEM)是一種經過改進的掃描電子顯微鏡。ESEM測試過程中無需對試樣表面進行導電處理，也不需要真空環境，能對自然狀態下的樣品進行直接觀測，是觀測干、濕過程中土體微觀結構變化的理想手段。但ESEM也有明顯的局限性，例如在濕度較高的環境中，其分辨率會受到影響； 且放大倍數往往低于5000倍； 此外對于含水率比較高的樣品，通過ESEM難以得到高質量的圖像，后期處理難度很大。

壓汞試驗(MIP)的物理基礎是液態汞對固體表面不浸潤的性質，若要汞進入孔隙中，則需要一定壓力，此壓力的大小與孔隙大小有關。Washburn(1921)推導出了如下公式表述了進入壓力和孔隙直徑的關系：

(1)

其中，P是進入壓力，γ是液體表面張力，θ是接觸角，d是孔隙直徑。結合壓入的液態汞的體積，可建立孔隙大小與體積的對應關系。MIP試驗周期短，數據相對可靠，其在土結構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)完全封閉的孔隙無法被測量； (2)墨水瓶效應：無論樣品內部的孔隙實際有多大，只有達到從樣品表面到此孔隙的路徑上最小孔隙的進入壓力后才可能被充填； (3)儀器所能達到的最大壓力尚不足以使汞進入全部的晶層間孔隙； (4)儀器所施加的最小/大壓力限制了可測量到的最大/小孔隙(Romero et al.，2012)。

計算機斷層掃描技術(CT)或稱計算機層析攝影術，是一種無損、原位、動態的測試方法，對于研究樣品內部的結構具有重要意義。它通過特定的算法，根據X射線、γ射線或中子射線穿過不同密度的物質時的衰減系數，重建物體的斷面圖像，由一系列斷面圖像可以構建物質內部的三維影像(Vaz et al.，1989; Degueldre et al.，1996; Taina et al.，2008; Cuisinier et al.，2004; Lopes et al.，1999)。CT機起初應用于醫學診斷，隨后CT被擴展用于工程、生物學、農學、物理學、化學等各個領域。就巖土工程領域而言，CT技術可用于定量化描述土結構，目前應用較多的是在損傷理論中：以原狀土和完全損傷狀態的CT值為兩個極限值，定義中間狀態的損傷變量，進而與強度、變形等宏觀力學試驗數據相聯系，建立土結構損傷演化模型(盧再華等， 2002; 陳正漢， 2014)。此外，近些年來越來越多的研究者用中子射線CT研究非飽和土中水的滲流(Deinert et al.，2004)、砂巖中流體的運移及孔隙特征(Solymar et al.，2003)、土團聚體之間水的流動(Carminati et al.，2007)。

CT技術與其他土結構測試技術相比有很多優勢，比如非破壞性、連續性、三維特征、反映多種物理化學性質等，是研究土體變形、斷層、斷裂、流體運移和滲透等性質的有力工具(施斌等， 2001)。但是當前大部分研究者關注于宏觀孔隙、密度、粗-中粒砂的水理性質、植物根系生長等，而在更微觀的層面上，例如不同尺度的孔隙、土壤團聚體、小尺度的土壤生物，CT的使用往往受到限制(Taina et al.，2008)。近些年來，微米級甚至納米級的CT技術開始涌現，并在巖土微觀結構領域得到良好的應用。相信隨著技術的進步和革新，更高精度及功能更強大的CT技術將幫助人們更深入地認識土體的微觀世界。

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

1.3 土結構量化

隨著土結構研究的深入，人們逐漸發現僅僅停留在定性描述階段不能滿足實際需求，有必要對結構參數進行量化，進一步促進基于微觀結構力學機制的土力學理論發展(胡瑞林等， 1996a)。表 3分別從直接途徑和間接途徑兩方面歸納了常用的土結構量化信息提取方法。從20世紀90年代開始，由于計算機技術得到快速發展，很多學者基于數字圖像處理技術對土體SEM圖像進行了定量研究(Tovey， 1990; 吳義祥， 1991; Tovey et al.，1992; 胡瑞林， 1995; 胡瑞林等， 1999; 王寶軍等， 2004; 谷天峰等， 2011)。

表 4 基于計算機圖像處理的土結構參數量化Table 4 Thesoil microstructure parameters from digital image processing

用于表征土結構的量化參數大致可分為各向異性參數、孔隙參數、分形維數3類(表 4)。各向異性參數的構建主要針對土顆粒之間接觸面、單元體長短軸、孔隙形態等要素的角度分布和混亂度； 孔隙參數的構建目的是將土體微觀參數與實測孔隙度、孔隙比等宏觀物理參數建立聯系； 分形維數被廣泛用于構建土體微觀結構特征與宏觀力學性質之間的聯系。

分形幾何學以極不規則的幾何圖形為研究對象，其研究的主體內容是自相似分形(謝和平， 1992)。土結構的層次性、自相似性以及由此引起的強度、滲透率、土水特征曲線的不確定性、不規則性，均有可能通過分形理論得到描述。因此，許多學者致力于將分形理論應用于土結構和土力學上，希望以分形維數為參數，來描述土結構和土力學性質，達到微觀結構與宏觀物理現象相結合的目的。在土結構描述方面，劉松玉等(1992)通過黏土顆粒分布計算粒度分布分形維數，認為分維越大，說明自組織程度越高； 胡瑞林等(1996b)提出了7種可通過圖像處理得到的基于分形理論的結構參數，例如粒度分維、孔徑分維、顆粒表面起伏分維、顆粒定向分維等，并探討了這些結構參數與黃土濕陷性的關系。隨后有大量學者研究了土顆粒分布、孔隙分布、土顆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; 王寶軍等， 2004)。在土的物理力學性質預測方面，徐永福等人(Xu et al.，2002; 徐永福等， 2006; 徐永福， 2015; Xu et al.，2015)建立了基于分形維數的土水特征曲線、滲透系數、非飽和抗剪強度、膨脹變形、壓縮變形的預測方程，并進行了驗證，形成了一套理論。

總之，利用數字圖像處理技術從微觀結構圖像中獲取可用于描述宏觀力學性質的結構參數，進而構建微觀結構與宏觀力學性質之間的橋梁，是今后該課題的重要發展方向。

2 干/濕條件下土體微觀結構演化特征

許多研究表明，荷載、吸力及兩者之間的耦合作用是引起土結構變化的主要因素。因此，在研究荷載作用的同時，進一步深入研究干/濕環境條件變化引起的土結構演化，是本領域的一個重要課題，有助于加深人們對非飽和土變形、破壞等力學現象的理解，以期未來能夠建立更精確、更貼近物理現象的本構模型或力學模型。本節主要就土體吸力變化即干濕變化對土結構的影響進行探討。

在不同干濕狀態下，黏性土微觀結構有明顯差異。Delage et al. (1996)采用MIP和SEM對壓實粉土試樣在相同干密度、不同含水率條件下的土結構進行了研究，得到了如下認識：(1)在最優含水率干側(含水率低于最優含水率)，可見團聚體作為骨架支撐、黏土作為連結，呈發育良好的團聚體結構，團聚體間孔隙明顯，黏土顆粒水化不明顯，在SEM圖像中幾乎不可見。(2)當含水率等于最優含水率時，土體傾向基質結構，均一度較高，結構性不明顯，團聚體尺寸減小，黏土礦物主要作為團聚體間連結和顆粒外的包裹物，大孔隙明顯減少。正是因為團聚體間的部分大孔隙被黏土礦物充填，所以在相同壓實功的作用下，能夠達到最大干密度。(3)在最優含水率濕側(含水率高于最優含水率)，團聚體消失，黏土顆粒形成基質，包圍著粉粒，充填了粒間孔隙。這與MIP的試驗結果相吻合：在最優含水率干側，孔隙分布函數具有明顯的雙峰特征； 在最優含水率濕側，則呈明顯的單峰式分布。許多試驗均得到了類似的結果(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觀察了鱗片土的微觀結構，采用數字圖像處理方法分析了ESEM的圖像，從固相的角度反映了干濕變化過程中顆粒和團聚體的脹縮。圖 2為顆粒變形與吸力變化的關系，由圖2可知，吸力減小(含水率增加)導致團聚體膨脹，吸力增加(含水率降低)導致團聚體收縮。

圖 2 干濕變化中團聚體平面面積變形與總吸力的關系(Farulla et al.，2010)Fig. 2 Areal deformation of the aggregate versus total suction in wetting-drying variation(Farulla et al.，2010)

此外，干濕路徑上的團聚體變形并不重合，在一個完整的吸力循環之后，存在累積的團聚體膨脹。事實上，含水率與土結構的關系并不是靜態的、唯一的，而是與干濕路徑密切相關的。因此，分析和討論土體微觀結構在干燥過程、濕化過程以及干濕循環過程的演化規律對深入理解土體的某些宏觀性質具有重要意義。

2.1 干燥過程

在干燥過程中，土中吸力增加，土的總體積減小，這主要由大孔隙發生明顯的收縮所致，而團聚體內的小孔隙不變或略有增大。Cuisinier et al. (2004)的研究結果表明：到達縮限之前，總孔隙度的降低主要是由大孔隙收縮引起的，但是值得注意的是，小孔隙略有增加，推測可能的原因是大孔隙排空后，小孔隙仍然處于飽和狀態，大孔隙的收縮導致團聚體之間接觸限制減少，土顆粒內部的孔隙略有膨脹； 到達縮限之后，總孔隙度基本不變，但是孔隙結構仍有明顯變化：大孔隙的減少與小孔隙的增加幾乎一致，而小于0.1iμm的孔隙在整個干燥過程都無變化。另外，在葉為民和陳永貴課題組研究膨潤土微觀結構時效性的試驗(葉為民等， 2013)中，也發現靜置時團聚體間孔隙逐漸減少，團聚體內孔隙和晶層間孔隙逐漸增多，說明無論有無宏觀的體積形變，都可以發生土結構的變化，進而出現時效性的問題。國內外許多研究都得到了相似的結論(Simms et al.，2001， 2002; Cuisinier et al.，2004; Koliji et al.，2006; 曾召田， 2007； 葉為民等， 2011)。

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

圖 4 干燥過程中宏觀孔隙比隨吸力的變化(Cui et al.，2002)Fig. 4 Macro-pore ratio versus suction in drying(Cui et al.，2002)

依據前人的試驗結果，Romero et al. (2008)繪制了砂性土(sandy loam)干燥過程中PSD的演化曲線(圖 3)，Cui et al. (2002)在試驗中將0.2iμm作為宏觀孔隙和微觀孔隙的界線，繪制了宏觀孔隙比-吸力的關系(圖 4)，反映了干燥過程中部分宏觀孔隙體積向微觀孔隙體積轉化的過程。

Nowamooz et al. (2010b)用MIP定量研究了干燥過程中宏觀、中觀和微觀孔隙的變化，結果如圖 5所示。從圖5中可知，在0～2iMPa的吸力內，孔隙比變化主要受宏觀孔隙控制，即此吸力范圍內只影響宏觀孔隙； 2～60iMPa吸力范圍內受宏觀和中觀孔隙作用； 吸力超過60iMPa后變形主要來自中觀孔隙和微觀孔隙。

圖 5 宏觀、中觀和微觀孔隙比隨吸力的變化(Nowamooz et al.，2010b)Fig. 5 Macro-， meso-， and microstructural void ratio variations versus suction(Nowamooz et al.，2010b)

蔡國慶等(2015)完整地描述了雙孔隙結構的壓實黏土在干燥時的微觀結構演化過程。他們將干燥過程分為5個階段：

(1)吸力從零到進氣值之前，吸力不斷增大導致土體收縮，土體的收縮量與水的滲出量相等，土體一直保持飽和狀態。此階段土中水的流動僅限于團聚體之間的宏觀孔隙中的自由水，而團聚體內部的微觀小孔隙則沒有明顯變化。

(2)吸力超過進氣值之后，團聚體間的大孔隙中的水優先滲出，土體變為非飽和狀態。宏觀孔隙水的流出將加劇團聚體的重排，使其趨向更加緊密的狀態，這也使得土體在體積減小的同時其剛度得以提高。此階段的吸力范圍對應文獻Nowamooz et al. (2010b)中0～2iMPa的吸力范圍。

(3)當團聚體間宏觀孔隙中的水全部流出后，團聚體內中觀孔隙中的水開始流動，含水率進一步減小，但是體積已經不再變化。

(4)大部分團聚體內中觀孔隙排空之后，此時進入吸力已經非常高的階段Ⅳ。晶層間孔隙成為土中水的最后儲存場所，這些晶層間水是黏土顆粒本身發生膨脹的原因。此階段僅有很少量的層間水離開土體。

(5)晶層間的水分子進一步減少，此階段的含水率趨近于一個接近于0的恒定值。

對比蔡國慶等(2015)和Nowamooz et al. (2010b)可以發現兩者的觀點有相似之處但并不一致：蔡國慶等(2015)認為每一個干燥階段僅排空一種孔隙，而Nowamooz et al. (2010b)分析認為不同層次的孔隙起控制作用的時間是有交叉重疊的。筆者認為有必要對此開展更精細的研究。

除了定性描述，國內外的學者也致力于研究干燥過程中孔隙分布曲線演化的定量化數學模型。Koliji et al. (2006)總結了大量干燥過程的實驗結果，將孔隙分布范圍劃分為宏觀孔隙、微觀孔隙和不受吸力影響的區間3個部分(圖 6)，測量了兩種極限情況下(吸力=0和400ikPa)的孔隙分布，并以初始飽和狀態下孔隙分布函數為基準，預測中間狀態的曲線形態。最終用二元函數υ(r，ψ)表示在吸力ψ作用下，孔徑為r的孔隙所占的體積分數，達到預測孔徑分布的目的。他們在研究中指出：

圖 6 孔徑區間劃分(Koliji et al.，2006)Fig. 6 Division of pore size domain(Koliji et al.，2006)

(1)在區間1和4中，吸力變化并不改變原孔隙分布函數的形態。

(4)在吸力增加過程中，大孔隙收縮導致的體積減小量一部分轉化為總體積的縮小，一部分轉化為微觀孔隙的增多。由于墨水瓶效應，并不是所有的區間2內的孔隙都被測出。

在國內，也有學者提出了能模擬干燥過程中孔隙分布曲線演化的理論模型。黃啟迪等(2017)基于實驗數據所建立的模型中，吸力增加后的孔隙分布曲線可由初始孔隙分布曲線通過平移、縮放以及分散3步得到：孔隙分布的平移量和縮放量與孔隙比線性相關，而分散程度與孔隙比滿足指數衰減關系。

2.2 濕化過程

許多研究表明，土結構在濕化過程中的演化特征與濕化條件密切相關。在無側限的自由濕化條件下，團聚體膨脹并分裂成若干更小的團聚體，團聚體內的小孔隙和團聚體間的大孔隙都呈增大趨勢，且以團聚體內的孔隙增大為主(葉為民等， 2011)。在有側限的恒體積條件下濕化，團聚體間孔隙逐漸封閉，體積減小，而團聚體內孔隙體積增大(Cui et al.，2002; 劉毅， 2016)。Cui et al. (2002)和劉毅(2016)認為濕化過程中團聚體分解剝離及黏土顆粒吸水膨脹是導致孔隙分布曲線由雙峰向單峰過渡以及土結構逐漸趨于均一化的原因。

濕化過程中的土結構變化在本質上取決于水分在孔隙中的遷移規律和賦存狀態，這可以從土的孔隙結構和宏觀力學現象進行分析。Lloret et al. (2003)和Sivakumar et al. (2006)研究了不同干濕路徑和等向壓力條件下的孔隙分布特征，得到了一致的結果：(1)隨著壓力的增加，團聚體內孔隙的峰值沒有變化，但團聚體間孔隙的峰值逐漸變小； (2)在高吸力范圍內，壓實作用對含水率與吸力之間的關系幾乎沒有影響。這說明：在控制吸力條件下濕化時，水首先進入團聚體內孔隙，而壓實作用不影響團聚體內孔隙。所以在高吸力范圍內，壓實度不影響含水率與吸力之間的關系； 相反，在低吸力范圍，水已經存在于團聚體間孔隙，而經受了高壓力的土體的團聚體間孔隙被壓縮，所以在相同吸力下，含水率較低。

此外，也有學者從應力-應變的角度討論濕化過程中土結構的演化。有文獻表明，重塑非飽和高嶺土的膨脹梯度值(swelling gradient)κ(卸載時的應力-體積應變曲線的斜率，即dυ/d(p-uw))大約為0.10(Sivakumar et al.，2006)，但濕化飽和后僅有0.03(Sivakumar et al.，2002)。這說明非飽和時，土團聚體相互分離，以一個類似剛體的顆粒起到支撐作用，由于顆粒間接觸面積小，團聚體間的空間很大(圖 7)，此時類似于自由膨脹狀態，所以在承受外力的時候剛度較低，κ較大； 當逐漸趨于飽和時，團聚體結構逐漸朝分散結構發展，向周圍更大的團聚體間孔隙膨脹，這時團聚體之間相互接觸更多，在承受外力而變形的時候已經不再只是極小部分接觸點的變形了，而是整體的壓縮，所以此時剛度較大，κ較小。

圖 7 濕化過程中團聚體膨脹占據團聚體間孔隙(Sivakumar et al.，2006)Fig. 7 Swelling of aggregates into the inter-aggregate voids during wetting(Sivakumar et al.，2006)

在膨脹土恒體積濕化膨脹過程中，膨脹力的變化也能反應結構的變化。劉毅(2016)采用高廟子膨潤土進行了恒體積的濕化膨脹試驗，發現膨潤土的水化膨脹曲線受團聚體間大孔隙影響顯著。當干密度和含水率較低時，大孔隙較多，膨潤土團聚體能迅速膨脹形成臨時結構，當荷載超過臨時結構的承載能力時會發生塌陷，團聚體間的大孔隙迅速減少，對應膨脹力則發生回落，內部結構重組后繼續水化導致膨脹力再次增大，因此其水化膨脹曲線呈明顯的雙峰結構，并且以團聚體內小孔隙為主，甚至會進一步演化為均質結構。隨著濕化過程的進行，大孔隙量減少，水化膨脹曲線逐漸由雙峰結構演變成一條平滑曲線。

2.3 干濕循環

干燥導致土體收縮，濕化導致土體膨脹，但這兩個過程引起的土結構變化并不是完全可逆的。干濕循環過程中的土水特征曲線和體變曲線均存在明顯的滯回圈。

目前學術界關于干濕循環條件下土體的體變特性存在兩種觀點：Dif et al. (1991)、Al-Homoud et al. (1995)和Alonso et al. (1995)報道了膨脹性黏土在干濕循環之后存在累積的收縮變形現象，收縮量的大小隨垂直應力的增加而增加； 另一方面，Chu et al. (1973)、Obermeier(1973)、Popescu(1980)、以及Pousada(1984)觀察到了完全相反的現象，每次干濕循環都產生殘余的體積膨脹量。此外，有些學者在研究中發現同時出現這兩種現象，于是探討了產生累積收縮或累積膨脹的原因：Day(1994)和Basma et al. (1996)的試驗發現膨脹或收縮取決于在干燥路徑上施加的吸力大小； Sharma et al. (2000)認為循環后的結果取決于應力歷史和應力路徑； Alonso et al. (1999)將原因歸咎于應力水平和應力歷史。

圖 8 不同密實度的土在系列干濕循環中孔隙比的變化(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)

無論是膨脹還是收縮，體積變形不可能無限發展下去，隨著干濕循環過程不斷進行，最終會到達一個平衡狀態，此后的干濕循環不會導致進一步的累積體積應變(Nowamooz et al.，2010a)(圖 8)。Farulla et al. (2010)從土結構層面解釋了此現象：經歷了多次干濕循環之后或在沒有凈垂向應力時，不再產生累積的體積形變是因為此時僅產生了團聚體的脹縮，而不存在明顯的團聚體再造(aggregate fusing)和滑移(slippage)。Nowamooz et al. (2010b)采用氮吸附法和壓汞法測量并定義了微觀、中觀和宏觀孔隙，將平衡狀態下土的各個層次的孔隙度與初始狀態進行了對比，以反映各個尺度的孔隙的變化，結果如圖 9所示。他們將縮限吸力sSL作為微觀孔隙(micropore)和中觀孔隙(mesopore)的吸力界限，即sn/m，將e-s曲線上的另一個斜率變化點定義為宏觀孔隙和中觀孔隙的吸力界限sm/M。對于不同干密度的樣品，不同的干濕循環次數，顯示出來的縮限吸力sn/m都是一致的，并且在干燥路徑上的(sm/M)sh也是不變的，變的只有濕化路徑上宏觀孔隙和中觀孔隙的界限值(sm/M)sw。隨著干濕循環次數的增加，(sm/M)sw逐漸向(sm/M)sh靠近，最后相等。據此，Nowamooz et al. (2010a)預測最終會到達這樣的平衡狀態：對于任意吸力，都存在某一對應的孔隙比，只要樣品在此吸力下被壓實到此孔隙比，那么干濕循環就會顯示出彈性性質，即干濕循環不再出現累積的膨脹或收縮體積應變，這個孔隙比被稱為彈性孔隙比e0el，也即e0el是吸力s的函數，與干濕循環次數和路徑無關。從試驗結果可知，多次干濕循環幾乎不影響微觀孔隙和中觀孔隙，改變的只有宏觀孔隙，孔隙比小于e0el的密實樣出現不可逆的體積膨脹，直至達到e0el。與此對應，孔隙比大于e0el的松散樣將出現不可逆的體積收縮，同樣也最終達到e0el，所有的體積應變都來自于宏觀孔隙的變化。這個狀態是黏性土的一個特征平衡狀態，他們建議將彈性孔隙比作為膨脹性非飽和土的一個新的獨立參數。這些成果和認識為建立新的土結構本構模型奠定了基礎。

圖 9 不同壓實狀態下單個干濕循環中孔隙比的變化(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)

許多研究結果顯示，一次完整的干濕循環后，收縮/膨脹量與凈垂向應力有關。若干濕循環導致土體收縮，則凈垂向應力越大，收縮越大； 若干濕循環導致土體膨脹，則凈垂向應力越大，膨脹越小； 若凈垂向應力為0，干濕循環幾乎不產生累積的體積應變，即干濕循環引起的體積應變是可逆的(Nowamooz et al.，2010a; 曾召田， 2007)。當存在凈垂向應力或干濕循環尚未達到平衡狀態時，會發生不可逆的團聚體滑移或宏觀孔隙塌陷，導致濕化膨脹量減少，引起宏觀孔隙的減少，形成滯回圈。每次循環導致的體變不可逆程度隨循環次數增加逐漸降低，是因為每次循環之后都形成了更穩定的土結構(Farulla et al.，2010)。

圖 10 SEM圖像：(a)自然狀態； (b)(c)(d)分別經過1、3、5次干濕循環后的狀態(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)

圖 11 非飽和土樣在干濕循環中團聚體體積演化過程(Koliji et al.，2010)Fig. 11 Evolution of aggregate volume with suction in the sample of unsaturated soil(Koliji et al.，2010)

干濕循環過程中黏性土顆粒的形態變化可通過SEM/ESEM進行研究。相關結果表明(Zemenu et al.，2009)，隨著干濕循環的進行，結構單元體的定向性減弱，大的團聚體分解，土樣在經歷5次循環之后，其原始結構已經完全喪失，形成了相對均一化、無定向性的松散結構(圖 10)。Koliji et al. (2010)對得到的ESEM圖像進行定量分析，繪制了團聚體所占體積百分比隨吸力的變化曲線(圖 11)：吸力增加導致了團聚體體積減小，在第1個干燥階段(即吸力從50ikPa增加到500ikPa)變化最明顯，超過500ikPa之后體積變化較小。

土的微觀結構對土水特征曲線有明顯影響。研究人員經常通過土水特征曲線來預測非飽和土的滲透系數k和評價非飽和土的力學特性，在此過程中常常需要將土結構與土水特征曲線結合起來考慮(Simms et al.，2002)。大量研究結果表明，干濕變化過程中土水特征曲線不是完全重合的(Arya et al.，1981; Ray et al.，1995; Ng et al.，2000; 張先偉等， 2014)，存在明顯的滯回圈，并且在單個干濕循環路徑中，相同的吸力條件下，通常干燥路徑上的飽和度要高于濕化路徑，且每輪干濕循環之后，土水特征曲線滯回圈不斷下移(Wheeler et al.，2003)(圖 12)。一般經過3次循環之后，土水特征曲線位置逐漸穩定(Farulla et al.，2010; Chen et al.，2013)。孫德安等(2015)、于響等(2015)、Kong et al. (2017)發現試樣隨干濕循環次數增加，相同吸力對應的含水率下降，即持水能力下降，孔隙比增加，并且變化幅度隨著干濕循環次數的增加而減小，并最終趨于穩定。導致上述現象的原因主要有以下幾點：(1)墨水瓶效應； (2)水和礦物顆粒的前進接觸角與后退接觸角的差異； (3)相同吸力下，吸力增加和減小時的氣體體積不同； (4)土結構和體積形變的累積效應及滯回特性(Gitirana et al.，2004)。

圖 12 多次干濕循環過程中的土水特征曲線(Wheeler et al.，2003)Fig. 12 The soil-water characteristic curves during several wetting-drying cycles(Wheeler et al.，2003)

目前常用的獲得土水特征曲線的方法有兩類，試驗法和模型預測法。常規的試驗法費時費力，工作量大，而且得到的數據不連續，所以如何通過理論模型預測出可靠的土水特征曲線一直是非飽和土領域的研究重點。通常情況下，這類模型的構建都建立在土結構之上。如應用廣泛的Fredlund-Xing土水特征曲線方程(孫德安等， 2015)是基于土水特征曲線與孔隙分布的關系，以孔隙分布函數為媒介而推導得到的； Gitirana et al. (2004)提出的雙峰土水特征曲線的經驗公式，不僅能較好地對不同類型的土進行擬合，而且參數具有明確的物理意義； Vereecken et al. (1989)用van Genuchten土水特征曲線方程對40組比利時土進行擬合，通過土顆粒級配曲線、干密度等參數進行回歸分析得以較好地預測土水特征曲線； Arya et al. (1981)、Zhuang et al. (2001)采用了物理模型方法，根據粒徑分布、重度、顆粒密度等預測水分特征曲線的模型，最大限度地利用了有限的己知資料； 張雪東等(2011)通過建立土體平均孔隙半徑與孔隙率之間的關系，基于Brooks & Corey模型，建立了考慮孔隙率影響的土水特征曲線模型； 胡冉等(2013)假定變形后的孔隙分布函數可以從參考狀態的孔隙分布函數經過平移、縮放得到，在此基礎上建立了考慮土體變形和滯回特性的土水特征曲線模型。

3 總結與展望

3.1 總 結

本文首先探討了與土結構相關的概念和土體微觀結構觀測方法，然后重點闡述了干燥、濕化及干濕循環過程中土體微觀結構的演化特征，主要取得了以下認識：

(1)學界對土結構的定義、相關術語的含義及劃分標準尚沒有形成統一觀點，部分學術名詞需要進一步厘清定義。

(2)含水率是影響土體微觀結構的關鍵因素之一。在最優含水率干側制備的土樣的孔隙分布曲線一般呈典型的雙峰特征，而在濕側則呈單峰特征。

(3)在干燥過程中(吸力增加)，土體積的減小主要由大的宏觀孔隙收縮所致。達到縮限后，雖然總孔隙比不變，但土體內部孔隙結構仍然在不斷調整。在不同的吸力區間內，主要受影響的孔隙尺度是不同的。

(4)在濕化過程中(吸力減小)，團聚體內的小孔隙和團聚體間的大孔隙都逐漸增大，且以團聚體內的孔隙增大為主，土結構的演化特征與側限條件密切相關。

(5)干濕循環過程中，土結構變化并不是完全可逆的，土體產生的累積收縮/膨脹形變量主要來自于宏觀孔隙。隨著干濕循環次數的增加，土體的體變特性會達到一個平衡狀態。

3.2 展 望

系統掌握土結構特征是理解土體宏觀性質的基石，盡管學界圍繞干/濕過程中的土結構已經取得了豐富的研究成果，但該課題仍然有許多難點需要不斷攻克。筆者認為，未來可以在以下幾方面展開更進一步的研究：

(1)改進土結構研究的制樣方法和觀測技術。要想反映土結構的演化過程，最直觀的途徑是對土結構進行動態的、連續的觀測。但是當前的技術手段(如SEM、ESEM、MIP等)主要是靜態的、個別的，難以達到對土體微觀結構進行三維實時動態觀測的目的。近年來，CT技術逐漸被用于土體結構三維動態觀測，但系統性成果尚不多見，且分辨率有待進一步提高(施斌， 1997a)。考慮到CT技術易于操作，功能強大，且對土樣的適應條件寬泛，筆者認為該技術應該是今后比較有前景的發展方向。

(2)濕化過程的研究有待進一步深入。濕化過程與干燥過程存在著巨大差異，干燥過程具有緩慢、穩定和漸變的特點，相對而言易于研究，以往的文獻也多選擇干燥過程開展相關研究； 但濕化現象往往十分迅速，難以及時開展試驗和觀測，并且自然界存在多種不同的濕化方式(如模擬自然降水濕化、模擬洪水漫灌濕化、蒸汽平衡法濕化、毛細管濕化(Zemenu et al.，2009)等)，不同濕化方法也可能導致土結構呈現不同的演化特征，目前學界關于這方面的系統性研究成果還比較少見。

(3)微觀結構參數與宏觀力學模型相結合。土的宏觀性質在很大程度上取決于微觀結構，在現有的宏觀力學模型基礎上進一步考慮微觀結構的演化，達到微觀-宏觀的深度融合，對更好地描述實際工程中的土力學問題具有重要意義。