干濕循環作用下預崩解炭質泥巖微觀結構及持水特性研究

付業揚，劉朝暉，高乾豐，曾鈴，余慧聰

(1.長沙理工大學 交通運輸工程學院，湖南 長沙，410114；2.長沙理工大學 土木工程學院，湖南 長沙，410114)

在炭質泥巖廣泛分布的西南地區進行公路建設時，為減少開挖棄料，降低建設成本，將不可避免地采用炭質泥巖作為路堤填料[1-3]。由于炭質泥巖具有遇水易崩解、強度低和時效變形顯著等特性，直接用作路堤填料尚不能滿足填筑要求，故在工程上需預先對炭質泥巖進行預崩解處理，從而得到預崩解炭質泥巖，再作為路堤填料進行填筑。預崩解炭質泥巖路堤在濕熱環境下極易發生沉降，甚至失穩破壞。因此，為確保預崩解炭質泥巖路堤安全運營，有必要針對干濕循環作用下預崩解炭質泥巖微觀機理和持水特性開展系統研究。

許多學者已經對干濕循環作用后的土體微觀結構開展了研究。劉禹陽等[4]通過掃描電鏡、核磁共振測試和三軸剪切試驗研究了不同干濕循環路徑對黃土的影響，發現黃土的劣化作用隨干濕循環幅度增加而增加；田暉等[5]采用掃描電鏡和圖像處理軟件，研究了干濕循環對黃土微觀結構的影響，發現干濕循環次數增加會導致土體中平均孔徑先減小后增大；葉為民等[6]通過控制溫度和吸力的方法，研究了高壓實膨脹土微觀結構在不同側限約束下受干濕循環影響的規律，發現干濕循環路徑對高壓實膨脹土的微觀結構影響隨溫度增加而更加顯著。土水特征曲線反映了巖土體的持水性能，是進行非飽和狀態下路堤穩定性分析的重要參數[7]。當前，學者們對不同土體的持水特性進行了大量研究。孫德安等[8]測試了不同干濕循環次數下南陽膨脹土的土水特征曲線，發現干濕循環次數的增加會導致試樣含水率和持水性能下降；張俊然等[9]通過引入一個與干濕循環相關的函數，提出了一種依據土體塑性指數和首次脫濕及吸濕曲線預測多次干濕循環作用后土水特征曲線的方法；張芳枝等[10]采用非飽和土三軸儀對經過多次吸濕和脫濕循環后的土體進行研究，揭示了干濕循環對膨脹土變形特性的影響，結果表明干濕循環會改變膨脹土持水特性，導致相同基質吸力條件下含水率增大。上述文獻的研究對象主要是黏性土，而針對預崩解炭質泥巖在干濕循環作用下微觀結構和持水特性變化的研究不多。付宏淵等[11]利用自制的可考慮荷載和干濕循環影響的崩解試驗裝置進行試驗，發現炭質泥巖在第一次干濕循環時崩解最為強烈，在5次干濕循環后崩解趨于穩定；陳小薇等[12]開展了浸水與荷載同時作用下預崩解炭質泥巖變形試驗，發現預崩解炭質泥巖的變形過程是持續的，干濕循環會增大其濕化變形；曾鈴等[13]通過CT三軸同步掃描，發現壓實度是預崩解炭質泥巖路堤回彈模量的主控因素。目前大部分研究主要針對干濕循環作用后預崩解炭質泥巖的力學特性變化，對多次干濕循環作用后預崩解炭質泥巖的微觀結構變化導致持水特性演變的研究較少。

鑒于此，本文以廣西河池某公路路堤炭質泥巖為研究對象，通過掃描電鏡試驗和壓汞試驗分析干濕循環作用下預崩解炭質泥巖微觀孔隙結構變化特征，并開展干濕循環作用下預崩解炭質泥巖土水特征曲線試驗和滲透試驗，基于Ⅴan Genuchten 模型提出考慮干濕循環作用的預崩解炭質泥巖土水特征曲線修正模型，預測預崩解炭質泥巖的非飽和滲透系數，以期從宏微觀角度揭示干濕循環作用下預崩解炭質泥巖劣化機制，并為預崩解炭質泥巖路堤穩定性分析提供計算參數。

1 試驗材料

炭質泥巖充分崩解為預崩解炭質泥巖，土樣烘干后過孔徑為2 mm的篩，取篩下土樣作為試驗材料。根據篩分試驗得到其細粒土(粒徑≤0.075 mm)質量分數為20.95%，粗粒土(粒徑＞0.075 mm)質量分數為79.05%。通過X 射線衍射和X 射線熒光定量分析測試預崩解炭質泥巖的礦物成分及化學成分，可知預崩解炭質泥巖主要由高嶺石、石英和云母3種礦物組成，其余各礦物成分質量分數不足7%(圖1)；預崩解炭質泥巖化學成分以SiO2，Al2O3，Fe2O3和K2O 為主(表1)。通過室內土工試驗得到預崩解炭質泥巖的基本物理性質，如表2所示。

表1 預崩解炭質泥巖X射線熒光定量分析結果(質量分數)Table 1 Results of quantitative X-ray fluorescence analysis of pre-disintegrated carbonaceous mudstone(mass fraction)%

表2 預崩解炭質泥巖基本物理指標Table 2 Basic physical properties of pre-disintegrated carbonaceous mudstone

圖1 預崩解炭質泥巖X射線衍射圖譜Fig.1 X-ray diffraction patterns of pre-disintegrated carbonaceous mudstone

2 試驗方法與步驟

2.1 干濕循環試驗

表3所示為試驗方案，試驗采用高、矮2種環刀

表3 試驗方案Table 3 Experimental scheme

試樣(直徑為61.8 mm，高度分別為40 mm和20 mm)，試樣干密度和質量含水率分別為2.09 g/cm3和8%，通過靜壓法[14]制備而成?？紤]土體在自然環境中經歷降雨和暴曬的真實工況，采用水膜轉移法和光照加熱法[15-17]分別模擬濕干過程。在濕化過程中(圖2(a))，將試樣放置在精度為0.01 g 的天平上，使用滴管將水分均勻滴在試樣表面，當含水率達到(25±1)%后將試樣放置于不銹鋼托盤上，用保鮮膜密封24 h 使土體均勻濕化。在干化過程中(圖2(b))，采用兩盞功率為250 W 的加熱燈照射24 h，同時采用電子測溫計對加熱燈照射范圍的試樣進行溫度測量，保證各試樣表面溫度在(40±1)℃范圍內。制備多個同一初始條件下的環刀試樣，同時按上述步驟進行0，2，4，6 和8 次干濕循環后，分別進行掃描電鏡試驗、壓汞試驗、土水特征試驗、滲透試驗。

圖2 試樣的濕化與干化過程Fig.2 Wetting and drying process of specimens

2.2 微觀結構試驗

2.2.1 掃描電鏡試驗

為便于觀察干濕循環作用對試樣微觀結構特征的影響，采用定點掃描法開展掃描電鏡試驗。先將未經歷干濕循環的矮環刀試樣切割成長×寬×高為9 mm×9 mm×4 mm 的平板狀試樣塊，通過凍干法對其進行干燥。隨后將平板狀試樣放置在與載物臺外徑相同的自制塑料圈上(圖3)，以防止干濕循環過程中水分和顆?？焖倭魇?，影響干濕循環效果。測試過程中通過導電膠帶輔助以確保每次觀測的點位一致，拍攝不同放大倍數下試樣同一位置的圖像并保存，完成一次拍攝后取出試樣進行下一次干濕循環，再對試樣重新進行拍攝，得到不同干濕循環作用后預崩解炭質泥巖微觀形態的變化規律。

圖3 掃描電鏡試樣固定及觀測點定位裝置Fig.3 Fixing of samples for scanning electron microscopy and positioning setup of observation points

2.2.2 壓汞試驗

通過壓汞試驗(MIP)可獲得巖土體的孔隙分布特征和孔隙體積。壓汞試驗基本原理如下：汞作為非浸潤性液體進入孔隙需施加外部壓力，增加壓力可使汞液進入更較小的孔隙，通過測定不同壓力作用下汞液進入土體的體積，從而可測得土體的孔徑分布[18]。為明確預崩解炭質泥巖孔隙特征與其持水特性的對應關系，開展壓汞試驗探究不同干濕循環作用后預崩解炭質泥巖試樣的孔隙結構特征。采用高×長×寬為10 mm×5 mm×5 mm的棱柱形試樣，測試儀器為康塔PoreMaster 33 型全自動孔徑分析儀，儀器最大汞壓為220 480～227 370 kPa，測量的最小孔徑為6.5 nm。

測試時，先將經歷不同干濕循環的矮環刀試樣制備成高×長×寬為10 mm×5 mm×5 mm的壓汞試樣，液氮干燥試樣稱質量后放入樣品管密封；隨后將密封樣品管放入低壓倉中開始低壓試驗，待試驗結束后取出樣品稱質量，再使用液壓油密封樣品管并套入高壓試驗金屬套管，放入高壓倉開始高壓試驗，試驗結束后取出樣品，最后將廢汞排入廢液桶。

2.3 土水特征試驗

測量土體基質吸力的方法有接觸式濾紙法、軸平移法、張力計法和蒸汽平衡法等，濾紙法由于其成本低、測試范圍廣且操作簡易而被廣泛使用[19]。本次試驗采用接觸式濾紙法測量不同含水率條件下預崩解炭質泥巖的基質吸力。具體步驟如下：取16個未經歷干濕循環作用的矮環刀試樣，使用滴水法配制質量含水率分別為3%，5%，7%，9%，11%，13%，15%和17%的試樣各2 個(質量含水率低于8%的試樣先風干至1%質量含水率再配制)，按不同質量含水率分裝密封保濕24 h。濾紙法試驗裝置如圖4所示。取出3 張濾紙放入2 個相同質量含水率的環刀試樣中間，上部和下部保護濾紙直徑為70 mm，中間測定濾紙直徑為55 mm，保護濾紙直徑略大于中間測定濾紙直徑，可避免測定濾紙沾染土顆粒影響測試結果。用保鮮膜將整個試樣完整包裹并放入密封罐中，置于(20±2)℃的恒溫箱 10 d 使濾紙與試樣間水分達到平衡狀態。水分平衡后，通過烘干法得到濾紙和土體平衡時的含水率。按照相同試驗步驟對經歷不同干濕循環次數后的土樣進行試驗，結合濾紙率定曲線得到不同干濕循環次數后土樣的土水特征曲線。通過驗證試驗裝置(圖5)測得不同初始含水率的土體在10 d 內均可實現濾紙與試樣間的水分平衡，與其他學者[20]的研究結果一致。

圖4 濾紙法試驗裝置Fig.4 Test equipment for filter paper method

圖5 驗證試驗裝置Fig.5 Test equipment for validation

試驗使用的測量濾紙為Whatman No.42 濾紙，其基質吸力率定曲線[21-22]方程式為

式中：wfp為平衡時濾紙含水率；ψ為平衡含水率對應的基質吸力。

2.4 滲透試驗

由于軟巖孔隙易受炎熱氣溫和降雨環境影響，導致其滲透特性變化。為明確干濕循環對預崩解炭質泥巖滲透性能的影響，并預測其非飽和滲透系數，確定不同干濕循環后預崩解炭質泥巖的飽和滲透系數十分重要。試驗采用變水頭法[14]測定預崩解炭質泥巖的飽和滲透系數。首先將經歷不同干濕循環作用后的高環刀試樣進行真空飽和，再采用滲透儀測量其飽和滲透系數。試驗結束后將試驗結果修正為20 ℃時的飽和滲透系數。

3 試驗結果分析

3.1 干濕循環次數對孔隙結構特征的影響

圖6所示為不同干濕循環作用下預崩解炭質泥巖同一位置的微觀圖像。由圖6可知，未經歷干濕循環作用時，預崩解炭質泥巖主要以片狀黏?；虔B聚體的形式存在，顆粒間以面-面或面-邊接觸的方式緊密結合，定向性排列不明顯，部分顆粒間有堆孔存在。1次干濕循環后，預崩解炭質泥巖中大量存在的石英使試樣對水分較為敏感，且高嶺石屬于親水性黏土礦物，在干濕循環作用下脹縮開裂[23]，使試樣表面出現少量微裂隙與孔洞，黏粒脫落，但顆粒間結合仍然緊密。2次干濕循環后，土顆粒結構變化明顯，土體中高嶺石繼續崩解為小粒徑顆粒，并形成大小不一的裂隙，少量相互貫通的裂隙網格出現，孔洞擴大，顆粒表面膠結物有所減少，總孔隙率呈增大趨勢。3次干濕循環后，部分土顆粒崩解劇烈，之前產生的個別孔洞被崩解后的小顆粒填堵，土顆粒崩解產生孔徑更大的孔洞；大顆粒崩解后周圍土體呈蜂窩狀，孔隙數量顯著增大且開始出現大孔隙，大量裂隙繼續發育形成相互貫通的裂隙網格，顆粒間結合較為松散；濕化過程中水分將土中原有的細長條形、長條形顆粒逐漸改造為圓形、近圓形以及似橢圓形顆粒，導致顆粒磨圓度變好[24]。4次干濕循環后，高嶺石進一步崩解，周圍產生大量新增孔洞，土體顆粒間結合極為松散，大孔隙數量顯著增加，土體整體結構呈蜂窩狀，孔隙率繼續增大。5次干濕循環作用后，土體中起定位作用的大顆粒因受干濕循環的影響而崩解消失。

圖6 預崩解炭質泥巖微觀結構隨干濕循環次數的變化Fig.6 Microstructural change of pre-disintegrated carbonaceous mudstone with number of wetting and drying cycle

土體中孔隙按孔徑d可分為微孔隙(d＜0.01 μm)、小孔隙(0.01≤d＜0.1 μm)、中孔隙(0.1≤d＜1.0 μm)、大孔隙(d＞1.0 μm)四類[25]。表4所示為壓汞試驗所得不同干濕循環后預崩解炭質泥巖試樣的孔隙結構信息。表4中，孔隙體積以汞壓入量表征?？紫独塾嬻w積分布曲線如圖7所示，不同干濕循環作用后預崩解炭質泥巖的孔隙分布均為單峰。由表4可知，預崩解炭質泥巖受干濕循環作用后崩解產生大孔隙，孔隙總體積和總孔隙率持續增加，且在第2次干濕循環時二者增加幅度最大，孔隙總體積增大0.028 mL/g，孔隙率增大5.4%；在干濕循環作用達到6 次后孔隙率趨于穩定。6 次干濕循環作用共使孔隙總體積增大0.043 mL/g，孔隙率增大約7.5%。這是因為干濕循環次數增加導致土中高嶺石崩解，裂隙擴張，大孔隙數量增多，小孔隙數量減少，整體孔隙率保持增大趨勢。土體在進行多次濕化過程后，滲透力和顆粒內外部的溶液濃度壓力差[26]會導致預崩解炭質泥巖中的高嶺石產生膨脹，顆粒裂開產生新的裂隙；在干化過程中土中裂隙發生收縮，但不能恢復至崩解之前的形態，大量顆粒間出現孔洞和相互貫通的裂隙網格，導致總孔隙率和大孔隙增加(圖8)。土體大孔隙體積和總孔隙率隨干濕循環次數增加而增大，土體結構越發疏松，對預崩解炭質泥巖的土水特征曲線產生影響。

圖7 干濕循環作用下預崩解炭質泥巖的孔隙累計體積分布曲線Fig.7 Cumulative pore volume distribution curves of pre-disintegrated carbonaceous mudstone under wetting and drying cycles

表4 預崩解炭質泥巖的孔隙信息Table 4 Pore information of pre-disintegrated carbonaceous mudstone

預崩解炭質泥巖的各類孔隙體積分數如圖8所示。預崩解炭質泥巖試樣中大孔隙初始體積較大，達到了總孔隙體積的55.16%。干濕循環作用導致土體大孔隙體積穩定增大，8次干濕循環后，大孔隙體積達到了總孔隙體積的67.72%；中孔隙體積分數在4 次干濕循環前保持穩定狀態，均為30%～31%，6次干濕循環作用后下降至20.36%后保持穩定；小孔隙體積分數呈先下降后增大趨勢；土體中微孔隙體積分數波動較小，說明干濕循環對其影響不大。8次干濕循環作用后，大孔隙體積分數增量為12.56%，中孔隙體積分數減少7.84%，小孔隙體積分數減少3.58%，微孔隙體積分數減少1.14%。由此可見，干濕循環通過影響土體的孔隙結構來改變預崩解炭質泥巖的持水性能。

圖8 干濕循環下預崩解炭質泥巖各類孔隙體積分數Fig.8 Ⅴolume fractions of different pores in predisintegrated carbonaceous mudstone under wetting and drying cycles

3.2 干濕循環次數對土水特征曲線的影響

由真空飽和法得到0 次、2 次、4 次、6 次和8次干濕循環后土體的飽和體積含水率θs分別為0.383，0.396，0.408，0.417 和0.418。結合濾紙法試驗結果，繪制不同干濕循環作用后預崩解炭質泥巖的土水特征曲線，如圖9所示。由圖9 可知：不同干濕循環作用下預崩解炭質泥巖體積含水率均隨基質吸力的增加而減小，其曲線均呈單峰反“S”型，干濕循環次數增加導致其曲線整體向左偏移且更為陡峭。在基質吸力小于10 kPa 時，土體處于接近飽和狀態，在相同基質吸力條件下，體積含水率隨干濕循環次數增加而增加，此時土樣受飽和含水率影響較大。這是由于干濕循環作用導致土體中高嶺石崩解，出現孔洞和裂隙網絡，大孔隙體積和總孔隙率增加，需要更多水分充滿土體孔隙。當基質吸力大于10 kPa 時，在相同基質吸力情況下，體積含水率隨干濕循環次數增大而減小，結合微觀試驗可知其主要原因是：預崩解炭質泥巖顆粒間的緊密性與干密度密切相關，由于其遇水易崩解的特性，導致土體在干濕循環過程中孔隙率增加，孔徑擴張，經過多次干濕循環后土體干密度變小，當基質吸力增大時，崩解產生的孔洞使土體持水特性減弱，具有較高的失水速率，土體易失水。

圖9 干濕循環作用下預崩解炭質泥巖的土水特征曲線Fig.9 Soil water characteristic curves of pre-disintegrated carbonaceous mudstone under wetting and drying cycles

Ⅴan Genuchten(ⅤG)模型是目前應用最為廣泛的土水特征曲線模型[27]，對各種土體的擬合效果較為理想。為定量表征非飽和預崩解炭質泥巖持水特性，采用ⅤG模型對試驗數據進行擬合：

式中：θ為體積含水率；θr為殘余體積含水率；a，m和n均為擬合參數，其中m=1-1/n。

按式(2)對試驗數據進行擬合，不同干濕循環作用后預崩解炭質泥巖的土水特征曲線試驗與ⅤG模型擬合結果如圖10所示，擬合參數見表5。ⅤG模型中飽和體積含水率θs擬合值與實測數據變化趨勢相同，即干濕循環會導致θs增大。由圖10和表5可知，上述影響會隨著干濕循環次數的增加而削弱，6 次和8 次干濕循環后ⅤG 模型中各擬合參數基本一致，且土水特征曲線基本重合，可知6次干濕循環過后，預崩解炭質泥巖的土水特征曲線的變化趨于一致。由表5 可知，0 次、2 次、4 次、6次和8次干濕循環后土體的殘余體積含水率分別為0.034，0.016，0.010，0.005 和0.005。未經干濕循環的土體殘余含水率θr較高，這是因為此時土體顆粒間結合緊密，土體具有良好的持水特性；經過干濕循環作用后由于土體中顆粒崩解使孔隙率增加，導致殘余含水率θr明顯降低，土體的持水特性變差。根據文獻[28]可知，當m和n的比值較小時，a等于土體進氣值。由表5 可知，隨著干濕循環次數的增加，進氣值a會減小，這是因為多次干濕循環后土體中存在大量孔洞，在基質吸力小于10 kPa 時土體會快速失水，導致土體進氣值較小。土體在經歷干濕循環作用時，干化過程使土體中水分逐漸排出，土顆粒間的孔隙體積發生改變，在濕化過程中，由于膠結物溶解和高嶺石的崩解，土顆粒間聯結能力減弱，孔隙數量增加。隨著干濕循環次數的增加，土體結構性變差，持水性能隨之變差。

圖10 ⅤG模型對土水特征曲線的擬合Fig.10 Fitting of soil-water characteristic curves with theⅤG model

表5 ⅤG模型的擬合參數Table 5 Fitting parameters of the ⅤG model

3.3 干濕循環次數對飽和滲透系數的影響

預崩解炭質泥巖的飽和滲透系數見圖11。由圖11 可知：預崩解炭質泥巖的飽和滲透系數與干濕循環次數呈正相關關系。干濕循環次數增加導致預崩解炭質泥巖的滲透系數快速增大，經歷0次干濕循環作用時試樣飽和滲透系數為2.74×10-7cm/s，6 次干濕循環作用后試樣飽和滲透系數達到了3.76×10-6cm/s，相較于0次時約增大13倍。6次干濕循環后，預崩解炭質泥巖的飽和滲透系數趨于穩定，表明此時干濕循環作用對土體滲透特性影響較小，結合微觀孔隙結構可知6次干濕循環后土體孔隙程度也趨于穩定，滲透系數變化較小。8次循環相較于6次循環后的飽和滲透系數變化幅度在-4%以內，可認為其飽和滲透系數穩定，土體孔隙結構在6次干濕循環后趨于穩定。

圖11 預崩解炭質泥巖的飽和滲透系數Fig.11 Saturated permeability coefficient of predisintegrated carbonaceous mudstione

4 土水特征曲線與非飽和滲透系數預測模型

4.1 現有土水特征曲線模型的修正

ⅤG 模型中的各參數變化見圖12。由圖12 與表5可知，隨干濕循環次數變化，預崩解炭質泥巖的土水特征曲線和擬合參數呈一定規律變化，表明土水特征曲線與干濕循環次數存在相關性。為明確二者之間的關系，基于ⅤG模型，引入干濕循環次數N，提出可考慮干濕循環次數的改進ⅤG模型。圖12所示為ⅤG 模型各擬合參數與干濕循環次數的關系。由圖12可知，隨干濕循環次數增加，進氣值a呈線性減小趨勢，飽和含水率θs呈線性增加趨勢，兩者均在6次干濕循環后趨于穩定，其他參數受干濕循環的影響較小，取其平均值進行計算。對a和θs分別進行線性擬合可得：

圖12 ⅤG模型中的各參數變化Fig.12 Ⅴariations in parameters of the ⅤG model

式中：b，c，d和e均為擬合參數，b=27.207，c=2.551，d=0.385，e=0.005；N為干濕循環次數，且當N大于等于6時取值為6。

將式(3)和式(4)代入式(2)中，得到考慮干濕循環次數的預崩解炭質泥巖土水特征曲線修正公式：

根據式(5)重新對預崩解炭質泥巖土水特征曲線進行擬合，擬合結果如圖13所示。從圖13可以發現，實測點均處于擬合曲線周圍，說明該模型對不同干濕循環次數后預崩解炭質泥巖的土水特征曲線擬合結果較好。

圖13 修正ⅤG模型體積含水率的預測值與實測值對比Fig.13 Comparison between the predicted values of volumetric water content by the modified ⅤG model and the measured data

4.2 非飽和滲透系數預測

非飽和滲透系數通常依靠試驗測量和間接計算兩種方法獲得，由于土體非飽和滲透系數的測量過程較為復雜，觀測周期長且易出現誤差，采用間接計算方法確定土體非飽和滲透系數更為準確便捷。Ⅴan Genuchten-Mualem(ⅤG-M)模型是常用的非飽和滲透系數計算模型，該模型基于土水特征曲線中孔隙的相關水力參數，結合MUALEM等[29]提出的滲透方程和ⅤG模型擬合參數，得到土體的非飽和滲透系數ku，其表達式為

式中：ks為土體飽和滲透系數；ku為基質吸力為ψ時的非飽和滲透系數；Se為有效飽和度。

在最大干密度條件下，未經歷干濕循環作用的預崩解炭質泥巖飽和滲透系數為2.744×10-6cm/s，結合表5 中0 次干濕循環對應的ⅤG 模型擬合參數a，m和n，代入式(7)可得0次干濕循環條件下，預崩解炭質泥巖非飽和滲透系數與基質吸力的關系；將修正后ⅤG 模型的擬合參數代入ⅤG-M 模型中，可得修正后未經歷干濕循環作用的預崩解炭質泥巖非飽和滲透系數。

圖14所示為不同干濕循環次數后預崩解炭質泥巖非飽和滲透系數的預測值。由圖14 可知，隨基質吸力增加，修正與未修正不同干濕循環次數后預崩解炭質泥巖的滲透系數預測值均急劇減??；當試樣未經歷干濕循環作用，基質吸力從0增加到100 kPa 時，修正與未修正ⅤG 模型的非飽和滲透系數預測值均減小至原來的1/1 000；經歷6次干濕循環作用后，當基質吸力從0 增加到100 kPa 時，修正與未修正ⅤG模型的非飽和滲透系數預測值均減小至原來的1/10 000。當基質吸力小于100 kPa時，土體含水率較高，此時，非飽和滲透系數主要受飽和滲透系數控制，修正與未修正ⅤG模型預測的非飽和滲透系數基本一致；在相同基質吸力條件下，干濕循環次數增加使土顆粒崩解，內部孔隙數量增多，滲透系數隨之增大。當基質吸力大于100 kPa時，在雙對數坐標系下滲透系數與基質吸力呈線性相關，修正與未修正ⅤG模型預測的滲透系數變化幅度均比基質吸力小于100 kPa時的低。當基質吸力大于100 kPa時，吸附在土顆粒表面的水分以薄膜流動的形式在土中遷移，遷移速度與薄膜厚度呈正相關[30]。隨基質吸力不斷增加，土體含水率逐漸降低，土顆粒表面的薄膜厚度減小，水分受到更大的吸附作用，孔隙水遷移速度逐漸減緩，滲透系數均隨基質吸力增加而緩慢減小。已有學者[31]提出，大氣壓對毛細水的影響存在一個界限值ψc，當基質吸力大于ψc時，土中只有吸附水存在，吸附作用僅受土體含水率影響，可不考慮干密度和孔隙分布對其非飽和滲透系數的影響。在基質吸力大于100 kPa 時，未修正ⅤG模型預測的不同干濕循環次數后滲透系數曲線出現交叉(圖14(a))，而修正ⅤG模型預測的不同干濕循環次數后滲透系數曲線高度重合(圖14(b))，此時干濕循環作用導致土體中顆粒崩解帶來的孔隙分布變化對預崩解炭質泥巖非飽和滲透系數影響甚微，這與李燕等[32-33]的試驗結果一致。由此可見，修正后的ⅤG模型可以更準確地預測預崩解炭質泥巖的非飽和滲透系數。

圖14 預崩解炭質泥巖非飽和滲透系數預測值Fig.14 Prediction of unsaturated permeability coefficients of pre-disintegrated carbonaceous mudstone

5 結論

1)干濕循環作用會加劇預崩解炭質泥巖的崩解效應，使土體內部大孔隙體積增加、小孔隙體積先減小后增加、中孔隙體積先小幅增加后減小，崩解產生的孔洞和裂隙網絡使土體整體孔隙率穩定增大，但6 次干濕循環作用后對孔隙率影響有限，總孔隙率基本趨于穩定。

2)干濕循環作用對預崩解炭質泥巖持水特性影響顯著。當基質吸力小于10 kPa 時，在相同基質吸力條件下，土體體積含水率與干濕循環次數呈正相關；當基質吸力大于10 kPa 時，在相同基質吸力條件下，土體體積含水率和進氣值與干濕循環次數呈負相關。

3)基于ⅤG模型提出了考慮干濕循環次數的土水特征曲線修正模型，該模型可提升高基質吸力階段預崩解炭質泥巖土水特征曲線的擬合精度，結合ⅤG-M模型可預測預崩解炭質泥巖的非飽和滲透系數。當基質吸力一定時，隨干濕循環次數增加，低基質吸力階段土體滲透系數逐漸增大，高基質吸力階段土體滲透系數基本不變。