凍融循環對黃土物理及微觀性質影響研究進展

郭嘉琛，靳曉言，彭華聰

(四川大學水利水電學院，四川 成都 610025)

黃土是一種由風力作用與成土作用形成的松散堆積物。其分布范圍十分廣泛，在我國，黃土主要分布于北方地區，總面積達63萬km2，約占總國土面積的6.6%[1]。

黃土所分布區域大多位于寒區，與凍土的分布區域部分重合。凍土又可以分為多年凍土與季節性凍土兩種。李寧等[2]指出寒區工程的凍害問題主要由凍土的凍脹與融沉作用造成。在該區域進行水利工程、交通工程等大型巖土工程建設，就必須充分理解和掌握凍融循環對黃土物理力學性質的影響。

近年來，在凍融循環對黃土性質影響領域已經取得了相關成果。本文對凍融作用下黃土相關物理力學性質變化規律分類描述，探討不同試驗材料和方法的凍融作用對土體性質改變差異性的影響，并著重強調了黃土微觀結構變化與宏觀物理力學性質變化的內在聯系。

1 黃土凍融試驗的材料與方法

1.1 試驗材料

天然土體具有很強的自然變異型，不同地區黃土的物理力學性質往往存在一定的差異性，因而在研究凍融循環對黃土性質的影響時，須注意不同地區間黃土性質存在的區別[3]。其次，進行凍融循環的試樣可以分為原狀樣與重塑樣兩種。鑒于取樣的過程中的擾動情況，兩種土樣在經過凍融循環后性質上具有一定的差異性。

1.2 凍融系統

土體的凍結試驗儀器根據凍結的方向可以分為單向凍結與三向凍結[4]。由于自然界土體的凍結方式大多是由地表向地層凍結，因而大多數單向凍結的方向是由土體上部向下部凍結，土體的其余方向則采用薄膜進行保溫。按照凍結的快慢可以將凍結方式分為緩慢凍結與快速凍結。緩慢凍結中水凝固時間較長，在土體中的遷移較為明顯。快速凍結中，由于溫度降低較快，水分大多在原位置就變為固態，因而遷移性較差。根據試驗過程中試樣是否有水分的補給，可以將試驗系統分為開放系統和封閉系統。其中開放系統中試樣與外界有熱量和水分的交換，封閉系統則不存在上述交換。

2 黃土凍融循環對土體物理性質的影響

2.1 密度

凍融作用對土的密度具有雙向作用，可以使松散土的密度增大，孔隙比減小，又能使密實土的密度減小，孔隙比增大。畢貴權等[5]對隴西黃土進行溫差為-6.7—27℃的單向凍結試驗，將凍融后的土樣快速用環刀取樣并測量其干密度，發現土樣底層的干密度由1.86g/cm3下降至1.55g/cm3，底層變為1.78g/cm3。周泓等[6]利用多向凍結法，對飽和陜西富平重塑黃土進行多次凍融循環，凍結與融化的環境溫度分別設置為-20℃與20℃。試驗發現，在循環次數為4次和8次時，干密度較初始狀態變大，凍融循環10次以后，干密度緩慢減小，孔隙比增大，干密度的變化與孔隙比的變化相互對應。師華強等[4]發現，洛川黃土在經過2次、15次和50次凍融循環后，土樣的密度都略小于未經凍融的土的密度。宋春霞等[7]對不同初始干容重的蘭州黃土重塑試樣經不補水條件下頂部為-10℃至20℃單向凍融循環后發現，當干容重較小時，土樣的融沉量大于凍脹量，凍融后土樣體積減小，干容重增大。而當干容重較大時，土樣的凍脹量大于融沉量，凍融后土樣體積增大，干容重增大。連江波[8]選取陜西楊凌地區Q3黃土在封閉系統下進行凍融試驗。試驗發現土體初次凍融時存在一個臨界干密度，當初始干密度小于該值時，凍脹量隨初始干密度的增大而增大。反之，當初始干密度大于該值時，凍脹量則隨初始干密度的增大而減小。

2.2 含水率

黃土體含水率變化的試驗主要可以封閉系統與開放系統兩種。趙杰等[9]對山西永和黃土進行-20～20℃的周期24h的封閉系統凍融循環試驗，試驗中發現土體在凍融過程中內部水分有所蒸發，凍融后土樣的含水率由原始13.13%降至11.07%。畢貴權等[5]等發現，在底端補水的開放系統下進行單向凍融后，土體的含水量的大小與位置有關。土樣在多次凍融后含水量均增大，且從底層到頂層一次增加，其中最底層含水量最小。凍結速度對黃土經凍融循環后土體含水率變化也有較大的影響。影響凍融后黃土含水率因素還有很多，例如周志軍等[10]深入探討了凍結速度與黃土含水量的關系，試驗中將土樣分別在12、24、36、48h內溫度從20℃線性降到-20℃，再進行12h融化，結果表明凍融后土樣的含水率普遍較初始含水率大，且隨著凍結速度的增大，含水率的增幅呈降低趨勢。

2.3 孔隙率

肖東輝等[11]將蘭州原狀黃土和重塑黃土進行不同次數的凍融循環試驗并用壓汞法測量孔隙的變化，發現原狀土和重塑土的孔隙率都存在先減小，后增大，最終趨于穩定的趨勢。在變化過程中，土體中的大孔徑先減小，后增多；而小孔徑先增多，后減少，最后向5～10μm集中。近年來，孔隙分析維數分析方法開始被用來分析土體孔隙的變化。師華強[13]利用孔隙分形維數來定量描述孔隙特征的變化，孔隙分形維數值越大，表明孔隙的復雜程度越高。試驗表明，經凍融循環(50～100次)后黃土的孔隙分形維數值明顯增大且逐步穩定，表明形成了新的骨架結構。馬駿驊等[12]等對孔隙分形維數的進一步研究發現，當以凍結低溫為-5℃進行凍融時，孔隙分形維數增加幅度與數值最大，表明孔隙的復雜程度與破壞性最大，間接證明寒凍強度與土體機械破壞不存在線性相關性。孔隙率的變化與凍融次數呈正相關關系。師華強[13]發現，凍融循環可以促進黃土孔隙比的增大，即在相同外載荷下，隨著凍融次數的增多，土的孔隙比增量不斷增大。

2.4 滲透性

影響凍融黃土的滲透率的因素有很多，國內多位學者研究了凍融次數及孔隙率與黃土滲透系數的關系。楊濤[14]通過變水頭試驗法研究了凍融次數對原狀及重塑黃土滲透性的影響，結果表明對于原狀及重塑黃土，土樣的滲透性都隨凍融次數的增大呈先增強后穩定的態勢，且對原狀黃土而言，凍融對豎直向滲透系數的影響要大于其對水平向滲透系數的影響。凍融初始含水率也對重塑黃土滲透性有重要的影響。在相同凍融條件情況下，重塑黃土凍融后滲透系數呈先增大后減小的趨勢。肖東輝[15]等研究發現，黃土凍融循環中滲透系數與孔隙率有密切的聯系。在凍融30次內，原狀黃土與重塑黃土的滲透系數與孔隙率都是隨著凍融次數的增加先減小、后增大，間接說明黃土孔隙率的變化是滲透性變化的內因。連江波[16]則發現，在經歷相同次數凍融循環作用后，滲透系數變化率是隨干密度的增大而升高，而異于孔隙比先增大后減小的變化趨勢，并認為相同含水率情況下密實土由于孔隙較小，而更易于由于凍脹作用形成細微裂隙，從而導致滲透性增大。

3 黃土凍融對土體微結構的影響

3.1 研究黃土微結構的意義

謝定義在《黃土力學特性與應用研究的過去、現在與未來》一問中指出[17]，黃土研究中細觀、宏觀相結合是黃土力學研究的一個新進展。土體的微結構是指顯微鏡下土顆粒的大小、形狀、表面特征、孔隙特征、各土顆粒之間在空間上的排列及其相互作用形式的總和。黃土在受力過程中，工程性質將發生相應的變化，這種變化是通過其微細結構狀態的改變來實現。所以，黃土任何復雜的物理力學性狀都是其微細結構特性和變化的綜合體現。揭示黃土力學行為的本質規律，就必須掌握黃土在受力過程中微細結構相應的變化情況。通過研究黃土微結構在凍融前后的變化，并同時考慮土體在宏觀下物理力學性質的變化，可以建立土體微結構與宏觀性質上的聯系，合理解釋土體宏觀性質上的一系列改變。

3.2 土體SEM試驗進展

土體微觀試驗中通常采用掃描電鏡(SEM)的方法對土體的微觀結構進行觀察與分析。掃描電鏡的樣品必須滿足三個要求。①為了使SEM拍攝的微結構圖像能夠準確反映土體原始排列與膠結狀態，制樣過程中盡量不能擾動原始土體結構；②樣品必須處于干燥真空狀態，這就要求對對土體進行烘干。但在烘干的過程中應當考慮盡量減少對原始土樣結構的影；③由于SEM要求被觀察的試樣具有良好的導電性，因而需要對試樣表面進行噴金、噴破和使用導電膠進行處理。

可以看出，盡管SEM目前為觀察土體微結構而采取的主要方法，但是為了符合其觀察樣品標準，必須對土樣采取多種措施進行處理，而處理過程勢必會對土體原始微結構帶來部分影響。而倪萬魁等[3]采用環境掃描電鏡設備觀察土體微結構。與傳統SEM設備相比，該設備可以在低真空環境下直接觀察，不需要對樣品表面進行噴金處理，從而在一定程度上避免了對土樣的擾動過程，因而適合含有一定水分且不能導電的天然土樣。

3.3 圖像處理技術進展

在處理土樣拍攝后的微結構圖像方面，目前大多數學者采用定性分析的方法，即通過電鏡照片中土顆粒以及孔隙特征的變化特征來分析土體宏觀物理力學性質的變化。如倪萬魁[3]等通過放大500倍的電鏡照片對黃土土顆粒的排列密實情況及孔隙的大小進行宏觀的分析。謝定義[17]指出，黃土微觀上的定性分析以及不能滿足黃土力學特性定量分析的需求。近年來，許多學者在定性研究的基礎上采用部分軟件對黃土的微結構變化展開定量的分析研究。薛婷[18]利用SEM電鏡對凍融前后的黃土樣進行觀察，并綜合使用IPP6.0及MATLAB軟件對圖像進行定量分析。穆彥虎等[19]采用ArcMap軟件對掃描電鏡拍攝的圖像中的孔隙進行分析，進而定量化的利用面孔隙度及孔隙分布曲線來描述孔隙的性質。

3.4 凍融對微結構的影響

通過對凍融后的黃土進行以上SEM電鏡試驗，可以分析出凍融循環對其微觀性質上帶來的影響。倪萬魁等[3]發現，隨著凍融次數的增加，黃土土體顆粒的排列呈現疏松化趨勢，亦即：土體孔隙隨凍融次數的增加而增大。這主要是由于土體中水分的凍脹作用破壞了土體原有的膠結狀態，而當土體融化時，顆粒間的冰變為液態水從而形成大的孔隙。薛婷[18]等通過定量分析黃土孔隙進一步發現，土體的平均孔隙呈現先增大后減小的趨勢，而不同大小的骨架顆粒則隨凍融循環次數增加展現出不同的變化規律：<2μm的骨架顆粒呈減少趨勢，2～5μm的顆粒則在波動中增加，>20μm的顆粒數目則略有增加。