裂隙岩体内凝结水时空分布规律——以宜阳锦屏山为例

朱晛亭，黄景春，宁立波，李 喆(.中国地质大学(武汉)环境学院，湖北 武汉 430074；.河南省地质环境监测院，河南 郑州 45006)

高陡岩质边坡覆绿技术中植被生长存活的水分来源[1]、石窟文物保护中水分的防治都与裂隙岩体中凝结水有很大关系[2]。裂隙岩体内水分运移是自然界水分循环的一个重要环节，探索裂隙岩体中凝结水问题可在农林业[3]、环境、土木等多方面进行应用。但山体内部裂隙中凝结水分的形成、分布问题的探讨仍是当前的难点。

杨善龙[4]等人通过野外监测证实了莫高窟岩体砂岩孔隙中存在汽态水，在一定的温度和压力下，可运移至浅表层，凝结形成液态水。李红寿[5]等人指出莫高窟浅表层砂砾中凝结水的形成与外界太阳辐射、温度、湿度等气候因子密切相关。

万力[6]等在对云冈石窟凝结水研究中，指出凝结水主要出现在空气相对湿度大的夏、秋两季内外温度差较大的洞室。李华翔[7]等发现四季均存在凝结水区域。Freitas C R D[8]等制作并利用电路板测量仪的电性变化间接推算凝结水量，结果表明外界空气对流与季节变化均能够影响岩壁凝结水的形成情况。Salve R[9]等人研究认为Yucca山巷道壁面的凝结水主要是通过裂隙岩体内部水汽向外扩散而形成的，裂隙也将成为沟通巷道与山体之间水汽扩散的主要途径。Femandez C[10]等人指出当洞穴内汽态水达到饱和时，洞穴内壁会有凝结水形成。前人研究中均未对裂隙岩体内凝结水的分布规律进行探讨。因此本文以宜阳锦屏山为研究场地对裂隙岩体内凝结水的时空分布规律进行研究探讨。

1 研究区概况

锦屏山位于河南省宜阳县城南部，暖温带大陆性季风气候，年均气温14.8 ℃，降雨主要集中在6—8月，雨热同季，年均降雨量694 mm，年均蒸发量1 837.98 mm。宜阳夏季日温差约16 ℃，冬季日温差约10 ℃，年均日温差约14 ℃。该区域地层主体为奥陶系的灰岩、白云质灰岩和黄褐色泥灰岩。试验场内由于多年石灰岩开采导致山体破坏严重，原有土壤层缺失，形成众多裸露高陡岩壁，坡度为75°以上，裂隙较发育。

2 研究方法

2.1 监测方法

本研究在锦屏山试验场内东、南、西三个方位的裂隙岩体设置8个监测孔，孔径20 cm，孔深2 m，孔略向下倾斜。各监测孔的相对位置见图1。分别在各监测孔的孔口以及孔内20 cm、50 cm、80 cm、100 cm、200 cm处放置温湿度记录仪，并对各监测孔进行密封，以防止孔内受外界空气流动的干扰，保证监测仪器记录的数据能反映裂隙岩体内部真实的温度和相对湿度情况，监测孔内仪器布设情况见图2。

监测所用仪器为美国Apresys公司生产的179-DTH温湿度记录仪。该监测仪器形如U盘，仪器记录指标及量程为：温度-40～80 ℃，相对湿度1%～100%，精度±0.5 ℃、±5%RH，分辨率0.1 ℃、0.1%RH。

图1 各监测孔相对位置示意图Fig.1 Relative position of the monitoring holes

图2 监测孔内各监测点布设图Fig.2 Position of the detecting points in the hole

2.2 数据获取与处理

本次裂隙岩体水汽场的监测试验分为冬、夏两个季节，分别对各监测孔进行7 d不间断监测。其中冬季监测时间段为：2016年1月13—20日，夏季监测时间段为：2016年6月4—11日。各监测仪器的数据采集频率为1次/min，共计采集了48个监测点的96万组温度、相对湿度实测数据。

相对湿度能够表征某温度下空气中水汽达到饱和的程度(定性描述)。绝对湿度能反映该温度下空气中实际的水汽含量(定量描述)。但在以往实际工作中，因水汽的绝对湿度较难被仪器直接测取，致使学者常用相对湿度对水汽进行研究。水汽运动的驱动力来自水汽分压，与水汽密度即绝对湿度相关，因此本次研究在凝结水方面选用相对湿度数据，在水汽运移方面在相对湿度定义的基础上，对照不同温度下饱和水汽密度[11]，将监测所得的相对湿度数据换算为绝对湿度，作为表征水汽运移的依据。绝对湿度换算：

α=f·β

(1)

式中：α——某相同温度条件下裂隙岩体内部单位空隙中实际的水汽含量，即水汽的绝对湿度/ (g·m-3)；

f——某温度条件下裂隙岩体内水汽的相对湿度/%；

β——某相同温度条件下裂隙岩体内部单位空隙中饱和水汽的含量/(g·m-3)。β可据文[11]查得。

3 分析与讨论

在热力学中，汽、液、固三相物质中，部分液态水转化为汽态水的吸热过程和部分汽态水转化为液态水的放热过程同时存在。当部分液态水转化为水汽的速度和数量小于水汽转化为液态水的速度和数量时，水汽将会在凝结核的作用下形成凝结水[12]。对于同样具有汽、液、固三相特点的研究区裂隙岩体，随着试验场各壁面内部水分、热量的不断输入和输出，当裂隙岩体水汽场某局部空间内的温度降低到其空间所能容纳该水汽含量对应的阈值温度时，即相对湿度达到100%，其内部的水分子因其凝结速率大于扩散速率而产生水汽凝结的现象，且该种水汽凝结现象会随各季节裂隙岩体内温度、水汽的分布及运移传递规律的不同，而表现出不同的凝结水形成特点。

当局部空间内汽态水基本达到饱和状态时，随着时间与温度的变化依旧处于饱和状态，水汽含量大于等于其温度对应的饱和水汽含量，发生汽液相转变，其空间内部较容易形成凝结水。鉴于岩体内难以观测凝结水量，因此选取相对湿度多时段连续达到饱和状态为形成凝结水的判别点。

3.1 裂隙岩体内温湿度变化特征

由热力学第二定律[13]，裂隙岩体内的热量总是由温度高的地方向低的地方传递。岩体内汽态水的运动迁移主要取决于水汽分压差。由道尔顿分压定律，水汽分压与水汽密度的大小有关，表征单位体积水汽质量大小的绝对湿度与水气分压存在严格的换算关系[14]，故水汽从绝对湿度大的地方向绝对湿度小的地方运动。因此，凝结水分布受温度势与绝对湿度共同影响，根据锦屏山试验场裂隙岩体各监测孔内收集所得的温度、相对湿度数据，换算为绝对湿度，对该研究区裂隙岩体内温度、水汽运移传递的规律进行研究。

对东、南、西三壁不同深度温湿度数据取均值(图3)，可见，该区夏季三壁温度与绝对湿度均从孔外向孔内递减，冬季则从孔外向孔内递增。即夏季温度与水汽在宏观尺度上呈现向岩体内部传递的规律，冬季则呈现向岩体外部传递的规律。

岩石热传导系数大于空气，夏季试验场浅部区域的温度大于岩体深部区域，表明夏季各壁的裂隙岩体非饱水带热量主要是向内传递，是岩体内部热量积累的时期；浅部区域水汽的绝对湿度大于岩体深部区域，在水汽分压差的作用下，水汽将会由绝对湿度大向绝对湿度小的地方运移，即由岩体外部向岩体内部运移，表明夏季裂隙岩体非饱水带内部水汽主要是向内运移积累，是裂隙岩体内水汽补充的时期。由于夏季试验场各壁面裂隙岩体内的温度指标具有浅部区域高，深部区域低的分布特点，且水汽向岩体深部运移，这使得该季节裂隙岩体深部区域内的汽态水比浅部区域更易出现水汽凝结的现象。冬季则相反，伴随着外界温度降低，降水减少，岩壁外部的水汽分压小于岩体内部，岩体内部水汽携带热量由岩体内部向外散失。岩体与大气界面成为水分、热量的耗散物理边界。

图3 夏季、冬季平均温度和绝对湿度变化趋势图Fig.3 Average temperature and absolute humidity variation trend in summer and winter

3.2 凝结水分布规律

对试验场各监测孔内相对湿度达到100%的监测区域进行划分，并以研究区各监测孔内凝结水分布区域的分析为切入点，探讨其锦屏山试验场东、南、西三壁夏、冬季的凝结水时空分布规律。

3.2.1凝结水时间分布规律

为了更为直观地了解研究区试验场各岩壁内部凝结水的分布情况，通过对试验场各壁面内部能够形成凝结水的监测点数量进行统计，作出试验场东、南、西三壁面夏冬两季的凝结水累计频率图(图4)，在此基础上从时间的角度对研究区各壁面裂隙岩体内凝结水的分布规律进行研究。

图4 水汽饱和累计频率图Fig.4 Cumulative frequency of the saturated water vapor

锦屏山试验场东、南、西各壁面的裂隙岩体在夏、冬两个监测季度期间均有形成凝结水的区域，三壁凝结水累计频率分布大致相同。夏季岩体非饱水带内部能形成凝结水的总体频率更大，分布区域范围大，冬季岩体非饱和带内部能形成凝结水频率明显降低，深部较易形成凝结水。研究区夏季多雨湿润，水汽来源充足，冬季少雨干燥，且夏季岩体内一定温度下对应的水汽含量更大，使得空气中水汽更易达到饱和状态，该地区裂隙岩体中夏季比冬季更易形成凝结水。

根据研究区日出，日中，日落时间，进行时段划分，对不同时段可能形成凝结水的时间点进行频率统计。由于夏季不同深度形成凝结水的频率接近100%，不对其进行统计，冬季分为4个时段：凌晨00：00—7：30，上午7：30—12：30，下午12：30—17：30，晚上17：30—24：00。其不同时段水汽饱和累计频率，见图5。不同时段均可能形成凝结水，其中夜晚时段(凌晨和晚上)频率较高，冬季由于固气导热性差异，岩体内部温度高，夜晚外界温度低，岩壁表面余温散去，热量加剧向外传递，而冬季裂隙中水汽向外运移，在较低水汽含量下，夜晚温度较低更易达到饱和，形成凝结水。

图5 冬季不同时段水汽饱和累计频率图Fig.5 Cumulative frequency of the saturated water vapor in different periods in winter

3.2.2凝结水空间分布规律

过各壁面上不同高度的监测孔做剖面，根据每个监测点绝对湿度进行差值得到水汽运移方向，并计算各监测点相对湿度达到饱和的频率，划分三壁夏冬两季剖面上凝结水形成区域(图6)。

图6 夏、冬两季三壁各监测孔内凝结水分布范围图Fig.6 Condensate water distribution within the monitoring holes in summer and winter

(1)夏季，研究区试验场东(1#、2#)、南(4#、5#、6#)、西(7#、8#)各壁面监测孔内(2 m深)形成的凝结水分布区域在宏观水平上基本符合：高位置监测孔比低位置监测孔内的凝结水分布范围略小。在冬季监测期间，研究区试验场西壁各监测孔内呈现的凝结水分布规律虽然与夏季基本相同。但冬季试验场东、南两壁各裂隙岩体监测孔内的凝结水分布规律截然相反，即高位置监测孔比低位置监测孔内的凝结水分布范围略大。考虑由于在夏季监测期间，研究区试验场东、南、西各壁面高位置处比低位置处的裂隙岩体所受太阳辐射的强度略大，高处监测孔内部与外界环境进行水热交换的程度较为强烈，监测孔内的部分汽态水将向低处监测孔内运移，从而促使该季节试验场东、南、西各壁面低位置处监测孔内水汽含量增加而形成较大范围凝结水带的现象。研究区试验场位于北方地区，该地区的冬季易刮西北风，考虑受其影响，冬季试验场东、南两壁(主要迎风面)低位置监测孔内的部分汽态水将会向高位置监测孔内运移，并于高位置监测孔内累积至饱和，进而促使该季节试验场东、南两壁高位置监测孔内形成较大范围凝结水带的现象。

(2)在监测期间，由于试验场西壁属于东晒壁面，该壁面各监测孔处的裂隙岩体所受太阳辐射的强度均应比其他壁面大，其内部与外界环境进行水热交换的程度也相对较大，监测孔内各区域较易达到水汽饱和而形成凝结水，故会出现试验场西壁各监测孔内的凝结水分布范围略比其东、南两壁所对应季节大的现象。

(3)受研究区夏季裂隙岩体内汽态水不断向内运移的影响，试验场裂隙岩体内的多数区域会因水汽不断积累而达到饱和，并在温度作用下产生水汽凝结，形成较大范围的凝结水带，冬季则由于水汽携带热量向岩体外部运移，凝结水带缩短，基本收缩至1～2 m(表1)。

4 结论

(1)研究区岩体裂隙中夏季热量向深部传递，水汽向深部运移，冬季则相反。

(2)时间上，研究区夏、冬两季的东、南、西各壁面的裂隙岩体非饱水带内均存在有凝结水形成的区域，夏季比冬季更易形成凝结水，冬季夜晚较易形成凝结水。

(3)空间上，研究区除东、南两壁受冬季西北风的影响以外，各壁面高位置处的裂隙岩体所受太阳辐射强度相对较大，与外界环境发生水、热交换的程度相对较强，岩体内的部分汽态水向低位置处运移，高处裂隙岩体内的凝结水分布范围比低处裂隙岩体内小。且研究区各壁面裂隙岩体内的凝结水分布情况受其各季节裂隙岩体内温度、水分的分布及运移传递规律的影响。夏季试验场各壁面内部凝结水区域外边界约在20～50 cm处，冬季内凝结水范围收缩明显，外边界约在100～200 cm处。

表1 研究区夏冬两季各监测孔内凝结水形成区域Table 1 Condensate water generating area in the monitoring holes in the study area in summer and winter