巢湖地区坟头组泥岩遇水软化特性与机理试验

车 平，宋翔东，虞 翔，任凯杰

（1.南京大学－有色金属华东地质勘查局 地下空间与地质环境研究所，江苏 南京 210093；2.有色金属华东地质勘查局 地下空间与地质环境研究所，江苏 南京 210007；3.南京大学 地球科学与工程学院，江苏 南京 210093）

大部分软岩工程问题是由水与软岩相互作用而产生的，目前，水与软岩相互作用是国内外研究的热点之一［1－3］.

对于泥岩遇水软化特性，以往一般从以下三方面进行研究：① 泥岩与水作用后力学特性的变化［4－5］；② 泥岩矿物成分及微观结构的变化［6－7］；③水和泥岩相互作用时，通过分析水溶液成分变化，研究水岩相互作用的特性［8］.其中，泥岩与水作用后力学特性变化的研究较多.

1 试验设计

试验选取安徽巢湖凤凰山地区坟头组中段海相粉砂质泥岩层采石场采出的新鲜岩石.将钻取的泥岩加工成10个直径5cm的圆柱状试样，试样分为5组（每组2个），分别浸于1L蒸馏水中，浸水时间分别为0，15，30，90，120d.对不同浸水时间岩样进行如下试验：波速测定，单轴抗压强度测定；取部分碎屑测定含水率，将所得烘干样粉碎，用X射线衍射仪分析矿物成分；使用荧光光谱法分析化学成分；浸泡液用电感耦合等离子体法研究化学成分变化；利用电子扫描显微镜（SEM）观察微观结构.在综合分析上述各类试验结果的基础上，对所研究泥岩遇水软化的特性与机理进行科学判断.

2 试验结果与分析

2.1 物理力学特性

泥岩基本物理指标见表1.

不同浸水时间的泥岩含水率、波速、单轴抗压强度见表2.

表1 泥岩物理性质指标Tab.1 Basic physical index of mudstone

表2 泥岩物理力学性质随浸水时间的变化Tab.2 Variation of physical characters of mudstone with time

如表2所示，岩石在浸水120d期间，含水率呈递增趋势，单轴抗压强度则有明显下降，岩石波速下降也十分明显.浸水30d后，岩石波速、单轴抗压强度基本达到稳定.在浸水120d时，岩石软化系数（浸水后抗压强度÷自然状态抗压强度）为0.53.

浸水之前，岩石表面无肉眼可见的裂隙（图1a）；而浸水15d后，有少量肉眼可见的非贯通性裂隙；浸水30d后，裂隙增加并贯通（图1b）；随着浸水时间的增加，裂隙数目增加，且裂隙方向多呈水平向（图1c）.

通过观察断面（图2），可以看出，断面两侧岩石与其他位置的岩石在形态、颜色、结构上有一定差异，如存在透镜体状大块团粒、结晶较好的单矿物及铁红色浸染面.对铁红色浸染面交界处的微观结构（图3）观察可见，两侧在矿物形态大小、孔隙数目上有较大差异.浸染侧矿物粒径较小，多为圆球状，浸染层较薄，可见片状黏土矿物颗粒.这说明，泥岩浸水产生的裂隙是在岩石原有微裂隙基础上发育形成的.

图2 岩石断面Fig.2 Broken surface

断面两侧差异产生的原因，与岩石的沉积环境和应力历史有密切关系：某一时期的不均匀沉积或者外力使岩石产生塑性流动和小规模剪切错动，液体进入岩石内部，重新胶结，均可导致岩石在成分、结构等方面的微小差异.这种微小差异导致的岩石内某些部分上的不均一性，以往较少被重视，但实际可能控制着岩石局部微裂隙的发展，进而影响到岩石整体特性.而这些微小差异在空间分布上的不均匀性，会导致同一岩性岩石试样的力学性质（如抗压强度、内摩擦角等）存在一定差异.而对于较大的岩体，由于这些局部的不均一性并未连通，其对较大岩体的影响有时并不显著.

（1）病毒学指标：大多数患者抗病毒治疗后血浆病毒载量4周内应下降1个log以上，在治疗后的3～6个月病毒载量应达到检测不到的水平。

对于浸水30d的岩石，在裂隙两侧稍加侧向剪切力，即可剪断岩石.将断面磨平后做波速实验和单轴抗压强度实验，得到波速2400m·s－1、单轴抗压强度25.6MPa，均高于原始岩样浸水30d后的波速（1300m·s－1）和单轴抗压强度（18MPa），与未浸水岩样的波速（2700m·s－1）及单轴抗压强度（32 MPa）相差不大.这说明，浸水过程对无明显裂隙发育的“完整岩块”的波速、单轴抗压强度影响不大，进而可推断浸水过程中泥岩发育的贯通裂隙是导致岩石波速下降、单轴抗压强度降低的主要宏观原因.

2.2 矿物与化学成分分析

图4a，b分别是岩样浸水前和浸水120d后X射线衍射分析图谱.从图4a可知，坟头组下部泥岩的主要成分是石英、伊利石、绿泥石，无蒙脱石，其中伊利石、绿泥石含量大致相当.石英化学性质稳定，具较强的抗水性与抗风化能力，亲水性极弱.伊利石晶体结构与蒙脱石相似，是一种2∶1的三层层状结构.但由于同晶置换而使晶胞中剩余大量负电荷，层间非交换性的K＋正好和负电荷平衡.层间K＋通过静电引力使上下结构层牢固相连，水分子及极化液体难以进入晶胞层间，因而伊利石几乎没有层间膨胀，但其在断口处仍将带有负电荷，具有一定的活动性及亲水性.

对比X射线衍射图谱可见（图4），浸水前后，衍射峰强度、衍射角大小并没有明显变化.可见，长时间浸水并没有使晶格间的距离增大，黏土矿物没有与水发生不可逆反应.

由前期试验知，本次试验所用泥岩的渗透系数k为5×10－10cm·s－1左右，短时间内水不易进入岩石内部，因此测试浸水岩石表面的化学成分变化更有代表性.使用荧光光谱法对浸水前后岩石表面化学成分（即质量分数w，%）进行分析，结果如表3所示，泥岩表面化学成分中氧化物含量较高.浸水120 d后，岩石表面化学成分变化不大，其中K，Ca，Mg，Mn等元素所占比例（质量分数w，%）有所减小（表4），进而可推断泥岩内部化学成分变化也不大.

表3 浸水前岩石表面化学成分Tab.3 Statistics chemistry component date of mudstone surface before soaking %

表4 浸水120d后岩石表面化学成分有较大变化的物质Tab.4 Significant changes of chemistry component of mudstone surface after soaking for 120d %

采用电感耦合等离子体法对岩石浸泡液研究化学成分（质量浓度ρ）变化，见表5及图5所示.

表5 岩石浸泡液离子质量浓度的变化Tab.5 Changes of ion concentration in soaking solution of mudstone mg·L－1

可以看到，随浸水时间的延长，水溶液中K＋，Ca2＋，Mg2＋，Na＋质量浓度逐渐升高.乔丽苹认为，发生这种状况的原因是长石与水反应［12］.但本研究的泥岩中不含长石.

如表3，4所示，岩石表面化学成分变化不大.为了解水溶液中离子含量与岩石表面化学成分变化之间的关系，以水溶液中K＋为例，进行如下计算：对于直径5cm的500g泥岩（k取为5×10－10cm·s－1），浸于1L水中120d.取水力梯度i＝1（实际远小于1），由达西定律v＝ki知，水在泥岩中渗透速率不超过5×10－10cm·s－1，则泥岩浸水120d时，水进入泥岩的深度为120×24×60×60×5×10－10＝5.184×10－3cm，即水浸泡到的泥岩质量为［52－（5－5.184×10－3）2］×500／52＝1g，而岩石表面氧化钾的质量分数由5.200%变化至5.192%，故120d时岩石表面溶于水的K＋的质量为（5.200－5.192）／100×1×78／（39×2＋16）＝6.6×10－2mg.由图5离子变化曲线可得，水溶液中K＋质量分数从开始的零变为了120d时的1.5mg·L－1，即水溶液中K＋实际有1.5mg，远大于岩石表面溶解的K＋含量.这说明，水溶液中钾离子含量的变化与岩石表面物质溶解的关系不大.进而可间接证明，是由于岩石裂隙面可溶性盐的溶解，才使水溶液中K＋含量升高.通过类似的计算推理，可推断水溶液中Ca2＋，Mg2＋，Na＋质量浓度的升高，也与岩石表面物质溶解的关系不大.

图5 岩石浸泡液离子质量浓度变化Fig.5 Changes of ion concentration in soaking solution of mudstone

2.3 微观结构变化

从扫描电镜照片（图6）可以看出，泥岩多呈絮状、不规则结构，多微孔隙，黏土矿物排列有定向性.伊利石、绿泥石等黏土矿物相互交织定向排列，石英颗粒与黏土矿物呈面－面接触或点－面接触的结构.这种结构的形成与沉积环境有密切关系.坟头组泥岩为滨－浅海到陆棚－浅海的沉积环境，在海相沉积环境下，沉积物颗粒均匀，较细小的沉积颗粒在咸水中处于悬浮状态，当细小颗粒被带到电解质较大的海水中，土粒相互接触表现为净引力，彼此聚集成链环状的集合体.伊利石、绿泥石为片状矿物，而石英为柱状矿物，两者在形态上不一致，因此，孔隙一般都产生于石英富集部位和黏土矿物富集部位之间.由于黏土矿物是非水稳性的，而石英是水稳性的，这种连接不稳定，遇水后两者间接触力减小，产 生孔隙.

由于无裂隙发育泥岩渗透系数在10－10～10－12cm·s－1左右［13］，短时间内水不易进入岩石内部，因此，岩石内部颗粒及胶结物形态没有变化.而在岩石表面和层理面附近，颗粒变化较大，充填在孔隙中的黏土矿物如绿泥石、伊利石等，当水贯入泥岩的孔、裂隙中，细小岩粒的吸附水膜便会增厚，引起了泥岩的体积膨胀.伊利石与水化学反应过程为

随着浸水时间变长，微观结构变化并不十分明显，孔隙由原来的不规则的多边形变得趋向浑圆，颗粒之间的连接趋向松散.

对于孔隙率、孔隙表面积的计算，采用GIS软件提供的三维分析模块，通过对样品的SEM微观结构图像处理和分析，利用图像分析手段和三维方法，计算岩样的孔隙率与表面积［14］.需要指出的是，用上述方法计算的岩石孔隙率与通常的岩石孔隙率不同.一般意义上的岩石孔隙率是通过吸水率试验间接获得，表征的是岩石中允许水进出的连通大孔隙的多少，数值一般偏小.而本次主要分析的是微观孔隙率及表面积，其数值可半定量反映真实微观孔隙率、孔隙表面积随浸水时间的相对变化情况.

从图7，8可以看出，随着浸水时间延长，岩石孔隙率下降，浸水90d时减小6%左右，而孔隙表面积则有所增加.（图中y代表孔隙率，R2为相关系数.）这是由于泥岩内伊利石、绿泥石等与水作用，引起了矿物的体积膨胀导致孔隙表面积增加，与此同时，局部区域微孔隙被周围颗粒充填，又导致孔隙率降低.此外，周翠英认为，饱水6个月为软岩结构变化的分界点，6个月后孔隙率会增加［15］.而本次分析的泥岩是否如此，还需通过试验继续研究.

综合泥岩浸水前后物理力学特性、矿物与化学成分、微观结构等因素分析可知，当泥岩中存在微裂隙时，水可沿微裂隙进入岩石内部，溶解可溶盐，与黏土矿物作用.由于微裂隙是力学薄弱面，内聚力偏低，较易楔破，使裂隙向纵深发展，进而使裂隙连通导致泥岩软化.

3 结论

（1）泥岩浸水后，120d内未崩解或泥化.而浸水过程中泥岩发育的贯通裂隙，是导致岩石波速下降和单轴抗压强度降低的主要宏观原因.

（2）浸水前后，泥岩化学成分变化不大；随浸水时间的延长，岩石表面的K，Ca，Mg，Mn等元素所占比例减小，而水溶液中 K＋，Ca2＋，Mg2＋，Na＋离子质量浓度则逐渐升高.这主要由岩石内部裂隙面可溶盐的溶解所致，与岩石表面物质溶解关系不大.

（3）随着浸水时间的延长，泥岩内伊利石、绿泥石等与水作用，引起矿物的体积膨胀，导致岩石孔隙表面积增加，孔隙率下降.而孔隙由原来的不规则多边形趋向浑圆，颗粒连接趋向松散.

（4）当泥岩中存在微裂隙时，水可沿微裂隙进入岩石内部，溶解可溶盐.由于微裂隙是力学薄弱面，内聚力偏低，较易楔破，使裂隙向纵深发展，进而使裂隙连通导致泥岩软化.

（5）岩石内部的不均一性，与岩石的沉积环境和应力历史等有密切关系，并且可能实际控制着岩石局部微裂隙的发展，进而影响岩石整体特性.

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