桂东南花岗岩风化土与残余节理的微观结构及演化

王志兵，邹永胜，李 斌，谭 波，韩 雪

(1. 桂林理工大学 广西岩土力学与工程重点实验室，广西 桂林 541004； 2. 桂林理工大学土木与建筑工程学院，广西 桂林 541004； 3. 中交天津港湾工程研究院有限公司，天津 300222)

0 引 言

节理作为花岗岩岩体主要的结构面类型之一，在风化过程中常常被风化产物沉淀和充填而形成铁锰氧化物富集区，使岩土体呈非均质性，在高度风化岩体内可用残余节理[1-3]来区分低风化程度岩体内的节理(图1)。与地表某些土体内的铁锰氧化物呈深色结核体[4]形态和岩体表面的铁锰氧化物呈黑色矿物膜[5]形态不同的是，在花岗岩高度风化土体内，铁锰氧化物充填残余节理在宏观上为薄夹层形态;但相同的是，不论岩土体内铁锰氧化物呈何种形态，都是反映地表地质环境演化过程的重要指示标志。

花岗岩残余节理不仅在外观和物质组成上与周围基质土体有明显不同，而且在水力-力学等工程性质方面也有较大的区别。花岗岩节理常按工程岩体的相关方法测试其工程性质，而残余节理则可按土体的相关方法来测试，这是因为残余节理两侧岩石结构体已风化成土体。广西东南部气候炎热潮湿，花岗岩风化壳的厚度可达数十米，风化花岗岩的滑坡体厚度仅数米，滑动面主要位于全风化带内，滑坡体主要由花岗岩残积土、全风化土及分布于全风化土内的残余节理组成。花岗岩全风化带内分布有大量的残余节理，但花岗岩残积土带却不含残余节理，其消失机理仍需进一步研究，本文主要研究花岗岩全风化带内的残余节理。

底图引自文献[8]，有所修改图1 风化花岗岩的典型剖面Fig.1 Typical Profile of Weathered Granite

铁锰氧化物是Fe和Mn的氧化物、氢氧化物和羟基氧化物等多种形态的统称，它们沉积或充填在花岗岩节理内的过程是一个动态演化过程。根据铁锰氧化物沉积在节理内的特征可将其分成“染色”型、“胶膜”型和“胶结”型3种类型[6]。这3种类型的出现与岩体风化次序相关，“染色”型常出现在微风化带内，“胶膜”型常出现在中风化带和强风化带内，“胶结”型常出现在中风化带至全风化带内；尤其是在高度风化土体中，铁锰氧化物等完全充填节理，最终形成铁锰氧化物富集带，与周围风化土体相比，铁锰氧化物富集带具有不同的工程地质特性。例如，一些有光滑擦痕面残余节理的抗剪强度较低，可能与其经历一个或多个方向上的运动历史有关[7]。这种铁锰氧化物富集性及其强度劣化规律在其他类型的岩体节理中也有体现。例如，Koo在多个火成岩和变质岩高度风化的土体内观察到了铁锰氧化物和有机化合物组成的黑色薄夹层，其中光滑夹层的抗剪强度不到周围基质土体的一半[9]。

土体内铁锰氧化物胶体的类型与黏土矿物的胶结方式及其赋存状态等能很好地解释土体工程性质的动态变化特征[10-13]，特别是氧化铁胶体与黏土矿物间的相互作用影响着土体的宏观工程性质[14-15]。由于铁锰氧化物在土体中含量较低，且一般是分散分布于土体内的，所以以往的研究多集中于氧化铁胶体与黏土矿物(如高岭石)间的胶结作用与方式等。与之不同的是，花岗岩残余节理内充填的物质几乎全部为铁锰氧化物胶体，颗粒间的相互作用为铁锰氧化物胶体间的相互作用，且铁锰氧化物胶体的析出、迁移、沉淀及老化是一个动态变化过程。因此，开展风化花岗岩残余节理的微观结构及其演化过程的研究有助于进一步全面了解花岗岩全风化土的工程地质特性。

本文以广西东南部容县陈村风化花岗岩滑坡为研究对象，分别对花岗岩残积土、全风化土及残余节理土取样，对比研究组成滑坡体的3种土体在物质组成与微观结构方面的差异，探讨残余节理非均质性的演化过程，并初步分析残余节理演化过程对其边坡稳定性的潜在影响机制。

1 试验土样及其物理性质

研究区位于广西东南部容县和岑溪市交界处，区内历经加里东期、华力西期、印支期和燕山期多期岩浆侵入活动，分布有大面积的各时期花岗岩岩体，岩体以燕山期黑云母二长花岗岩为主，受博白—岑溪大断裂带控制，形成了NE、NNE、NEE向3组断裂，研究区恰好位于3组断裂的交汇处。特殊的地质构造环境与所处的湿热气候十分有利于花岗岩的风化作用，形成了可达数十米厚的花岗岩风化壳，且风化剖面完整，各风化带界限较明显，呈层状结构。

对广西东南部容县陈村滑坡剖面调查取样，滑坡体由黑云母二长花岗岩风化而成的残积土和全风化土组成，滑动带位于全风化带内，滑坡剖面出露了残积土层和全风化土层。其中，残积土层厚度为2～4 m，呈黄褐色、砖红色、棕红色，对应门塞尔(Munsell)土壤比色卡为2.5YR5/4～2.5YR8/6；全风化土层厚度为4～25 m，主要为浅红色到棕红色(5YR4/6～7.5YR6/6)，偶见灰白色，部分呈土黄色，结构较疏松，手捏即成松散状粉末，石英基本上已从矿物中析离出来分布于土体内，呈砂粒状。在全风化土层内普遍可以见到大量被黑色或黑褐色(7.5YR2.5/1～7.5YR4/3)铁锰氧化物填充的残余节理[图2(a)、(b)]，残余节理源于花岗岩的原生节理，其分布具有继承性，一般分布在几米至十几米，断面平直，厚度较薄，约为1 cm，充填的铁锰氧化物呈尘埃级土状，遇水较湿滑，在外观上与周围全风化土呈现明显不同(图2)。锰氧化物颜色常为黑色系，铁氧化物颜色为红色系，锰氧化物在残余节理内的含量高，具有很强的着色能力，掩盖了红色系的铁氧化物[16]，从而使两者混合呈深色系，如黑色[图2(c)]或黑褐色[图2(d)]。

试验所用的原状土样使用环刀(直径为61.8 mm，高为40.0 mm)进行现场取样，其中环刀以垂直残余节理方向压入土体内，使残余节理土在环刀内呈层状分布，并立即用保鲜膜包裹送入实验室。扫描电镜测试和压汞试验所用土样为原状土样，在试验前采用液氮冷冻干燥处理。土样的物理性质按照国家标准《土工试验方法标准》(GB/T 50123—1999)[17]进行测试，3种土样的物理性质如表1所示。残余节理土的饱和渗透系数由原状土样的室内变水头渗透试验得到，渗透方向垂直节理走向，按层状土采用换算方法得到渗透系数。由表1可知，残余节理土的饱和渗透系数比全风化土和残积土分别低约两个数量级和一个数量级。

3种土样的化学分析方法为：总比表面积用乙二醇乙醚(EGME)吸附法测定；外比表面积和颗粒孔径分布特征用美国康塔公司NOVA1200e比表面和孔径分析仪测定；pH值(水土比为2.5∶1.0)用pH计法测定；阳离子交换量(CEC)采用醋酸铵法测定；有机质含量测定采用重铬酸钾法；游离Fe2O3测定采用连二亚硫酸钠-柠檬酸钠-重碳酸钠(DCB)提取法。其中，后3种测试在华中农业大学农业部长江中下游耕地保育重点实验室完成，测试结果如表2所示。

3种土样都呈现弱酸性，是因为花岗岩在亚热带湿热气候及良好的排水条件作用下，岩体中碱性盐基离子大量淋失，土体偏酸性。但残余节理土的渗透系数较残积土和全风化土低，土体内部排水不良，因而其pH值相对较高。残余节理土的阳离子交换量为13.5～22.3 cmol·kg-1，比全风化土和残积土高，表明残余节理土具有更强吸附性。残余节理土的有机质含量比周围基质土体(全风化土)和残积土高。残余节理土的总比表面积和外比表面积比全风化土和残积土高，这与其颗粒形成特征及物质组成密切相关，即组成残余节理土的颗粒为铁锰氧化物，呈蜂窝状结构[图3(b)]。残余节理土内Fe2O3活化度要比全风化土和残积土高得多，表明残余节理土的微观结构形态与特性对环境变化更为敏感。

2 物质成分分析

2.1 能谱分析

对残积土、全风化土及残余节理土3种土样进行了能谱分析，探讨了它们之间主要化学成分的区别(图4和表3)。3种土样的主要化学成分为Fe、Mn、O、Al，并含有少量Si和C，残积土和全风化土还含有少量Mg。残余节理土Fe、Mn含量(质量分数，下同)高于其余两种土样，而Si含量要低。Fe、Mn是残余节理土内含量第二、三高的元素(仅次于O)，Fe、Mn含量之比约为1∶2。残余节理土内Mn含量是残积土的130.6倍，是全风化土的4.3倍；Fe含量分别是残积土和全风化土的1.2倍和2.6倍。Fe、Mn在土样中分布的差异是因为在偏酸性地下水系统内，Fe2+比Mn2+更早且更易被氧化成高价态而被水解、成核、沉淀析出，Mn2+迁移能力大于Fe2+，但Mn2+形成锰氧化物后具有自催化作用(Autocatalysis)，能够加速Mn沉淀[18]，并更容易在残余节理等大空隙内积聚。

表1 残积土、全风化土及残余节理土的物理性质

表2 残积土、全风化土及残余节理土的化学成分分析结果

图3 残余节理土的扫描电镜照片Fig.3 SEM Photos of Relict Joint Soils

残积土、全风化土及残余节理土的满量程均为50 066 cts图4 残积土、全风化土及残余节理土的能谱分析Fig.4 Energy Dispersive X-ray (EDX) Analyses of Residual, Completely Weathered and Relict Joint Soils

表3 残积土、全风化土及残余节理土的能谱分析结果

Kln为高岭石；Ill为伊利石；Qtz为石英；Kfs为钾长石图5 残积土、全风化土及残余节理土的X射线衍射图谱Fig.5 XRD Spectra of Residual, Completely Weathered and Relict Joint Solis

2.2 X射线衍射分析

分别对残积土、全风化土及残余节理土进行了X射线衍射(XRD)分析，结果如图5所示。残积土的主要矿物为高岭石、伊利石和石英；全风化土的主要矿物为伊利石、高岭石、石英，并可见钾长石等原生矿物；残余节理土的X射线衍射图谱中除石英外并无其他明显的衍射峰，表明残余节理土内矿物结晶不良。需要说明的是，石英衍射峰的存在可能受黑褐色铁锰氧化物取样过程中混入少量周围土体的影响。

天然土体内铁锰氧化物结晶度差、晶粒小，化学成分相对复杂，含量相对较低，因此，难以采用X射线衍射法对其进行准确分析。目前已知土体内常见的铁氧化物类型主要有水铁矿、针铁矿、赤铁矿、纤铁矿和磁赤铁矿等，锰氧化物类型主要有软锰矿、水钠锰矿、锂硬锰矿、水锰矿等[19-20]。根据土体内常见铁锰氧化物的特征衍射峰，仔细对比检查残余节理土的X射线衍射图谱(图5)可发现：残余节理土在衍射角2θ为33.14°(对应衍射峰高度为2.7 Å)和24.16°(3.68 Å)处有较强的特征衍射峰，与赤铁矿的特征衍射峰吻合；在衍射角为12.26°(对应衍射峰高度为7.21 Å)、36.48°(2.46 Å)和38.59°(2.33 Å)处有较强的特征衍射峰，与水钠锰矿的特征衍射峰吻合。这表明残余节理土内铁锰氧化物的类型可能为赤铁矿和水钠锰矿。

3 微观结构特征

3.1 扫描电镜

使用扫描电镜(SEM)分别对残积土、全风化土和残余节理土等3种土样进行微观观测。残积土的原岩结构基本被完全破坏，但偶见书本状高岭石残留[图6(a)]。整体而言，高岭石矿物聚合体渐碎片化，变为细小黏土矿物颗粒，且分布杂乱无章，偶见大的晶体片(孔径超过50 μm)残留，以粒间孔隙为主，孔径较小，仅为数微米。全风化土的扫描电镜照片[图6(b)]显示高岭石单晶呈六方薄片状、书本状构造，尺寸在数微米至数十微米；书本状晶体团粒体之间的粒间孔隙孔径约为数微米，其中有尺寸相对小的团粒体内孔隙，孔径约为零点几微米，团粒体内孔隙的累积体积要远小于团粒体间孔隙，与3.2节压汞试验得到的累积孔隙体积-孔径曲线相吻合。

图6 残积土和全风化土的扫描电镜照片Fig.6 SEM Photos of Residual and Completely Weathered Soils

扫描电镜观测到残余节理土的微观形态如图3所示。残余节理土微观形态与残积土和全风化土有较大区别。根据残余节理土内铁锰氧化物颗粒的不同微观形态，可归纳为3类形态特征。第1类，铁锰氧化物颗粒呈球状、粒状分布，孔径主要为数微米至数十微米；颗粒表面呈多孔蜂窝状，具有较大的比表面积，与表2所测得比表面积吻合；有极少数颗粒的表面出现如Tazaki等所描述的环状附着物(Doughnut-shaped Holdfast)[21-22]，表明可能是受到了细菌等生物风化作用的影响[图3(a)、(b)]。第2类，铁锰氧化物颗粒形态以椭球状、米粒状为主，显示颗粒有被拉长(或变长)的趋势，其中部分颗粒呈现不规则状；胶体颗粒逐渐老化，颗粒表面仍呈多孔蜂窝状，但较图3(b)所示的颗粒已呈下降趋势，且颗粒表面出现与被拉长方向一致的半圆弧管状凹陷，可能与地下水的长期渗流作用有关[图3(c)、(d)]。第3类，铁锰氧化物颗粒被进一步拉长呈板状，胶体颗粒的蜂窝状结构逐渐消失，呈现沿节理走向的片状定向排列形态，且此阶段颗粒间的孔隙以层间孔隙为主，面孔隙率最低[图3(e)、(f)]。

为较好地衡量铁锰氧化物颗粒的形态，采用颗粒形状与圆的相似程度(即圆度D)来反映。圆度定义为面积(S)的圆周长与该圆等面积的二维形体周长(C)的比值。其计算公式为

(1)

圆度的取值范围为(0，1]。圆度越大，颗粒形状越接近于圆形。当颗粒形状为圆形时，圆度为1；反之，则表明颗粒越扁平。同时，圆度也能反映颗粒的紧凑程度。

对图3所示的颗粒进行圆度分析得知，第1类形态颗粒[图3(b)]的圆度趋近于1，表明其颗粒形状接近于圆形；第2类形态颗粒[图3(d)]的圆度为0.5～0.9；第3类形态颗粒[图3(f)]的圆度接近于0，已呈明显的扁平状。

铁锰氧化物颗粒的不同微观形态类型反映了残余节理土微观结构会随着风化进程而演化。残余节理土内铁锰氧化物颗粒由风化初期的近似球状紧密堆积形态逐渐转变为椭球状挤密排列形态，并向定向片状排列形态转变，颗粒之间由点接触、线接触转变为面接触；同时，伴随有颗粒蜂窝状结构逐渐消失的趋势，颗粒的胶体活性与比表面积逐渐降低，颗粒圆度降低，残余节理土的宏观工程地质性质也将会随之发生变化。

3.2 压汞试验

采用Pore Master 33G全自动压汞仪获得了残积土、全风化土及残余节理土的累积孔隙体积-孔径曲线(图7)。残余节理土的累积孔隙体积最小，为0.085 6 cm3·g-1，全风化土的累积孔隙体积最大，达到了0.253 0 cm3·g-1，后者约是前者的3倍，这说明残余节理土的可连通孔隙较全风化土少。在孔隙体积分布方面，残积土和全风化土的孔隙体积分布都呈现出单峰孔隙的特征，残积土的孔径分布范围主要为0.1～3.0 μm，全风化土为0.1～8.0 μm，全风化土的孔径分布范围稍微宽于残积土；此外，全风化土孔径低于0.1 μm的孔隙(主要为团粒内孔隙)也有一定分布。残余节理土的孔隙体积分布为双峰型，孔径主要分布范围为0.02～6.00 μm和大于100 μm，前者累积孔隙体积占多数，后者累积孔隙体积相对较少，反映的可能是沿节理走向的层间孔隙，表明地下水沿残余节理走向为优势(残余)渗流通道，但并不能与表1所示的垂直节理走向渗透系数显著降低的特点相一致，说明残余节理土呈各向异性。

图7 残积土、全风化土及残余节理土的累积孔隙体积-孔径曲线Fig.7 Cumulative Pore Volume-pore Size Curves of Residual, Completely Weathered and Relict Joint Soils

由压汞试验获得的残积土、全风化土及残余节理土孔隙率分别为27.69%、40.39%、19.86%，低于土工试验得到的孔隙率(表1)，可能是土样中有部分未连通的孔隙在压汞试验中没有被测量。

4 残余节理演化过程及其对边坡稳定性的影响

4.1 演化过程

花岗岩的风化作用开始于结构面两侧岩壁矿物，并向内法线方向扩展。岩体内广泛存在的节理网络是地下水进入岩体内部深处的优先渗流通道，不仅为风化溶解液(H2O、O2、CO2及有机酸等)的渗入、贮存、运移及岩石矿物化学风化的发生提供了空间条件[23]，也为风化产物的迁移提供通道，能维持较长时间的快速风化作用。然而，经过足够长的风化作用后，节理终将成为难溶风化产物的沉积、堆积场所，水-岩接触面面积也随之减少而使风化作用减缓。沉积在残余节理内次生矿物的结构形态与物理化学性质会因环境因素和地下水渗流条件的改变而发生变化，因此，残余节理处于一个动态演化过程中，与花岗岩岩体的风化进程密切相关。

花岗岩的主要原生矿物为石英、长石、黑云母和角闪石等，其中黑云母和角闪石等深色矿物为主要的含铁锰矿物，抗风化能力相对较差。在风化初期，Fe、Mn等的化学成分与含量变化较明显，是岩石化学风化的敏感元素[24-25]，常常在风化程度很低的岩体节理面上被染色。在化学风化过程中，花岗岩原生矿物晶格结构最先被破坏，金属元素以离子态被释放。根据化学相似性，被释放或析出的金属元素可以分成两类：一类是Na、K、Ca、Mg等碱和碱土元素，被释放出来常能稳定地以离子形式溶于地下水并随地下水迁移；另一类是Fe、Mn等变价元素(如Fe2+以“—Si—O—Fe2+—O—Si—”形式存在于花岗岩矿物分子结构中)，被释放出来后，Fe2+、Mn2+溶解度较高，能进入地下水中迁移，但容易被氧化成高价态离子， Fe、Mn高价态离子的溶解度较低，常产生水解反应形成无定形的水合氧化铁(锰)胶体。

铁锰氧化物形成后，环境因素(如地下水溶液的酸碱度、腐殖酸和排水条件等)的变化会影响胶体的物理化学性质以及胶体形式的转化过程。在pH值为4～6的溶液体系内，锰氧化物能促进铁氧化物的沉淀[26]。广西东南部花岗岩的地下水pH值为5～6，在此酸碱度下，铁锰氧化物常常伴生作为一个结核或整体析出、沉淀和生长，胶体电荷性质一般为正电荷，风化土的主要黏土矿物高岭石胶体带负电荷，两种胶体颗粒会形成电荷吸引的相互作用。

图8 风化花岗岩残余节理的演化过程Fig.8 Evolution Process of Relict Joints of Weathered Granite

广西东南部花岗岩残余节理的形成演化过程可大致概括为4个阶段(图8)。第1阶段，铁锰氧化物颗粒沉淀吸附在节理表面，节理表面局部或全部被铁锰氧化物染色而呈现褐色或黑褐色，颗粒疏松，孔隙较大，微观形态呈球状;铁锰氧化物颗粒以凝胶态被包在节理表面，铁锰氧化物胶体以迁移扩散作用为主，节理渗流基本不受胶体沉淀的影响，节理仍是岩体地下水渗流的优先通道。第2阶段，铁锰氧化物颗粒呈近似球状，在节理内紧密堆积；随着节理两侧结构体的风化程度加剧，向节理内充填的铁锰氧化物颗粒逐渐增多；此阶段的铁锰氧化物仍为非晶质，呈凝胶态，在X射线衍射分析中不能产生衍射峰，具有很大的比表面积和很高的胶体活性，颗粒间以相互吸引为主，胶体颗粒体系的稳定性较好。第3阶段，铁锰氧化物颗粒沿节理走向被拉长呈椭球状、米粒状，可能是沉积在节理内颗粒增多并相互挤压而成，或是岩石结构体风化过程中体积膨胀挤压(残余)节理而成，亦或是地下水长期渗流作用而成，其具体成因需要进一步研究；该阶段铁锰氧化物颗粒的蜂窝状结构逐渐消失，胶体开始逐渐失去活性而老化，可能是充填节理内的胶体颗粒受地下水渗流作用的改变、地下水干湿交替循环作用、土体内pH值升高等影响了胶体的活性。第4阶段，铁锰氧化物颗粒的蜂窝状结构基本消失，铁锰氧化物颗粒继续沿节理走向被拉长呈薄板状定向分层排列，粒间孔隙和总孔隙变小，沿节理走向的优势渗流通道仍有残留，但在垂直节理走向的渗透性已显著降低。

在第1、2阶段，节理内的铁锰氧化物胶体以无定形的非晶态为主，铁锰氧化物颗粒以胶体吸附作用为主，胶体聚集类似胶结的力学效应，具有较好的稳定性；胶体吸附作用受表面电荷、pH值和离子强度影响，由于此效应一般是可逆的，所以残余节理铁锰氧化物颗粒处于动态平衡阶段。在第3、4阶段，无定形的非晶态铁锰氧化物逐渐脱水或老化结晶后形成赤铁矿和水钠锰矿等结晶较好的矿物，胶体活性降低，良好的结晶状态仍能使残余节理保持较高的强度和较好的稳定性。

4.2 边坡稳定性

当残余节理出现在边坡、基坑或地下洞室等岩土体结构中，常常成为控制其稳定性的重要边界条件[27]。特别是风化花岗岩残余节理倾向与其边坡的坡角成不利组合时，残余节理对风化花岗岩边坡的破坏与失稳有重要影响。2010年6月1日至2日，在广西东南部岑溪市与容县交界处约300 km2区域范围内暴发的风化花岗岩滑坡和泥石流多达上百处，其中10余处有人员伤亡，共造成43人死亡[28]。事后调查显示，滑坡的滑动带大部分位于全风化带，破坏形式主要为平移滑动和楔形滑动。Ho等报道香港许多滑坡滑动面部分与土体内残余结构面重合，破坏形式类似岩体的平面、楔形或复合滑动破坏[29]。

在风化程度较低的花岗岩岩体中，(残余)节理的渗透系数要高于两侧岩(土)墙，易形成地下水优先渗流路径[23,29]；而风化程度高的岩土体中被铁锰氧化物填充的残余节理渗透性要低于周围土体。广西东南部花岗岩残余节理土渗透系数要比全风化土约低两个数量级。降雨期具有残余节理的边坡渗流过程是复杂的，甚至出现异常的地下水渗流模式，主要是因为低渗透性残余节理在土体内形成了相对不透水的底板。如在低渗透残余节理的顶部土体内可能会形成临时的上层滞水，或多组相交的残余节理在土体内常形成“筑坝效应”，从而导致边坡局部区域土体内孔隙水压力在降雨期突然增加，在停雨后难以(或延迟)消散。Aydin将这种现象称为地下水不对称的饱和-消散响应[1]。低渗透残余节理会使边坡土体处于一个更长时间的饱水状态，进而降低土体的抗剪强度。具有相对低渗透性的残余节理会引起边坡地下水渗流过程异常，并伴随引起边坡土体力学强度降低，因此，残余节理常成为滑坡滑动面(带)形成与发展的理想地带[29]。

虽然花岗岩残余节理引起的非均质性对其边坡等岩土体的稳定性至关重要，但残余节理厚度较薄(仅为1 cm左右)，在地质勘察取芯过程中常常被忽略或未被识别，残余节理抗剪强度取值还具有不确定性。因此，Aydin等建议在边坡勘察过程中建立一种有效的工程地质模型来准确预测和表征残余节理[1]，以便提高岩土体强度指标取值及其边坡稳定性分析的准确度与可靠性，而根据残余节理的继承性及其形成演化机理入手将是最有效的途径之一。

5 结 语

(1)广西东南部容县陈村花岗岩残积土和全风化土是原生矿物风化后形成的次生矿物残积，两者主要次生黏土矿物为高岭石和伊利石等。全风化土的高岭石晶体呈六方薄片状、书本状构造，单晶尺寸在数微米至数十微米，以团粒体间孔隙为主，其次还有团粒体内孔隙；残积土的高岭石矿物渐碎片化，分布杂乱无章，单晶尺寸小于全风化土，以粒间孔隙为主。残余节理土是两侧岩石结构体风化后被铁锰氧化物颗粒沉淀、充填和堆积而成，由于锰氧化物含量高而使其外观呈黑色或黑褐色；颗粒孔径主要分布在数微米至数十微米，表面呈多孔蜂窝状，具有较大的比表面积；残余节理土内铁锰氧化物由于矿物结晶度差而导致其X射线衍射分析中的衍射峰不明显，但主要矿物类型为赤铁矿和水钠锰矿。

(2)残余节理内充填的铁锰氧化物随着风化作用和地下水渗流作用而演化，其微观结构处于一个动态演化过程之中。其大致可分为4个阶段：铁锰氧化物颗粒沉淀在节理表面，呈球状；紧密堆积填充节理，呈近似球状；沿节理走向被拉长呈椭球状、米粒状；继续沿节理走向被拉长呈薄板状定向分层排列。

(3)残余节理土的渗透系数比其两侧岩土体(全风化土)约低两个数量级，比残积土约低一个数量级，表明花岗岩节理由风化早期的渗流优先通道逐渐转变为风化后期的隔水夹层，在降雨期会引起边坡内复杂或异常的地下水渗流过程，对边坡稳定性起不利作用。