基于核磁共振干湿循环影响下土壤斥水性分析

李同海，赵 仕

（1.中铁十七局集团有限公司，太原 030006；2.华南理工大学土木与交通学院，广州 510641）

土壤斥水性是水分滞留在土壤表面、难以入渗的现象。地表浅层土壤受自然和人类行为因素影响导致含水率改变，斥水性表现出明显差异。土壤斥水性差异会引起土壤中水分分布不均，导致土壤不均匀变形，增加地表径流[1-2]；斥水性土壤中还可形成优先流，增加土壤渗流和失稳风险[3]。接触角和水滴穿透时间（W ater drop penetration time，WDPT）是描述土壤斥水性常用指标。WDPT因测试程序简单、试验耗时短、可迅速得到土壤斥水性等特点被广泛应用于学术和工程领域。影响土壤斥水性有诸多因素，如土粒比重、孔隙结构、干燥状态、物质组成、自然环境变迁等。Renáta等发现土壤斥水性程度与土质、气候环境、植被覆盖程度等密切相关，当斥水性土壤经历一系列干湿循环后，其斥水性表现出不同变化规律[4]。Subedi等认为干湿循环作用导致土壤钙含量变化，显著影响土壤接触角和渗水性，在水势函数中应考虑干湿循环的影响[5]。Laurengo等在石油污染土渗透性研究中发现，土壤斥水性随干湿循环次数增加而降低[6]。我国南方夏季高温多雨，地表浅层土壤不可避免经历干湿循环过程。土壤经历干湿循环后，其他物理力学性质发生显著改变，土颗粒表面特性也表现明显变化[7]。经历干湿循环作用后土壤，其脱湿和吸湿过程中斥水性变化可导致土壤渗流、不连续变形、威胁工程边坡及其上等构筑物的安全。土壤斥水性受干湿循环影响变化规律，受到学术界和工程界广泛关注。

土壤是多孔隙介质，水分入渗通过孔隙实现，孔隙水分布特征是影响土壤斥水性重要因素。土壤斥水性对含水率具有依赖性，含水率高土壤常常具有更好亲水性，而干燥土壤斥水性显著提高[8]。研究显示，随含水率增加，土壤斥水性逐渐增大并达到极值，之后随含水率的增加而降低至消失[9]。陈俊英等提出的数学模型对不同土壤斥水性回归适应性较好，可准确反映斥水性随含水率先升后降趋势[10]。但土壤斥水性随含水率变化呈先升后降机理仍缺少清晰认识。因此，揭示孔隙水分布于土壤斥水性内在联系，对多雨地区土壤水分保持和土体稳定具有重要意义。核磁共振技术广泛应用于岩土工程领域，可动态监测土壤孔隙水变化，反映吸湿、脱湿过程孔隙水分布特征，为揭示土壤斥水性与含水率关系提供新途径。

本研究测试经历1～3次干湿循环后土壤在脱湿、吸湿过程中WDPT值，分析循环次数与土壤斥水性关系；基于核磁共振技术，从孔隙水分布角度揭示土壤斥水性随含水率先升后降的内在机理。研究结果可为土壤斥水性深入研究和工程方案制定提供参考。

1 材料与方法

1.1 试验用土

本研究用土取自贵阳至遵义高速公路扩建项目K29+870附近，取土深度为地表以下1～3 m。取土时，剖去地表腐殖土，人工挖取1 m×1 m正方形土样，土样为褐色，稍湿，干强度及韧性中等，切面较光滑，手捏有滑腻感，天然含水率高、可塑性较强、含有少量铁锰结核和未风化岩石。将土壤自然晒干并碾碎，去除其中植物根系、有机物残渣、岩石等杂质。试验中晒干土样过2 mm圆孔筛，参照土工试验方法标准GB/T50123-2019[11]，通过室内试验和X衍射得到该土壤基本物性指标为：土壤天然含水率43.5%，孔隙度34.8%，液限57.8%，塑限28.3%，粒径＜0.005 mm的土粒占比46.5%。土壤黏土矿物主要包含高岭土24.39%、伊利石11.9%、针铁矿13.31%、石英50.4%。

1.2 试验方法

1.2.1 WDPT及核磁共振测试

试验用试样为常规环刀试样（直径61.8 mm，高20.0 mm），如图1所示，为防止金属材料对核磁共振系统磁场影响，试验采用特制聚四氟乙烯环刀。采用3个平行试样，以间距为3%设置含水率控制点。试样脱湿、吸湿达到预定含水率点时，先称重计算含水率，再作核磁共振测试和WDPT测试。WDPT是在试样表面放置3个去离子水滴（每个50μL），记录其完全入渗试样时间，取平均值作为该含水率下WDPT值。为确保水分在土壤中重新分配，在脱湿或吸湿到预定含水率后，需经历密封平衡期，再作斥水性测试。

图1 测试试样Fig.1 Testing specimen

图2 中试验步骤包括如下阶段：

图2 试验步骤Fig.2 Testing procedure

A.取过2 mm筛干燥土壤，配制含水率约12%湿土，用静压法制取干密度1.6 g·cm-3的3个试样。将试样采用抽真空方法饱和，试样饱和含水率约47%；

B.脱湿过程中，湿润试样在恒温恒湿箱（T=30℃,RH=40%）内干燥2～3 h；吸湿过程中，采用喷壶少量喷洒增加试样含水率；达到预定含水率点后，样品放置在常温保湿缸内密封保存48 h；

C.使用电子天平称量试样质量并记录（精确到0.01 g），计算试样含水率；

D.核磁共振测试，试样表面使用保鲜膜密封以防止测试过程中水分蒸发；

E.用滴管在试样表面放置3个水滴，秒表记录3个水滴完全入渗时间；为减少水滴间相互干扰，水滴间间距＞10 mm，且水滴与试样边缘间距＞10 mm；但吸湿过程，水滴放置可导致试样局部润湿性逆转（该区域局部润湿，试样干燥），这是不可避免的，这也是WDPT缺点。

F.重复步骤B至E，直至样品完全干燥或饱和。

上述测试过程中，试样含水量3%～47%，所有WDPT测试试样均经3次干湿循环。因测试条件限制，文中仅测定第1次脱湿路径下试样核磁共振数据。

1.2.2 核磁共振原理

核磁共振技术作为快速、无损检测技术，被广泛应用于医学、井水勘探、岩土工程等领域。本研究利用H质子核磁共振探讨土壤脱湿过程中孔隙水分布特征。H核磁共振是指H质子在外加磁场作用下吸收能力发生能级间共振跃迁核，弛豫时间则为H质子从高能级状态恢复到初始稳定状态所用时间。通过H质子自旋轴的弛豫时间（T2）曲线，可得到样品中H质子数量和偏转后恢复到初始平衡的顺序[12]。当土壤孔隙充满水时（饱和状态），T2曲线与横轴积分面积代表土壤含水量，T2数值也与土壤孔隙半径存在对应关系。因而，T2曲线也间接反映土壤中孔隙大小和不同大小所占比率。弛豫时间T2与孔隙半径关系可用式（1）表示[13]，其中，ρ2为常数，为由颗粒表面物理化学性质决定的表面弛豫强度；r代表孔隙半径；而（S/V）为孔隙表面积与内部流体体积比值；Fs为孔隙形状因子（对柱状孔，Fs=2），C为某一常数。

试验所用仪器为苏州纽迈生产的MiniMR60型NMR仪，共振频率为23.309 MHz，磁感应强度为0.55 T，线圈直径为60 mm，磁体温度为32.00℃。试验参数如下：90°脉宽为17.5μs，180°脉宽为35.0μs，采样点数266 424，采用频率为200 kHz，射频延时为80μs，重复采样等待时间为1 000 ms，模拟增益为20，数字增益为3，采样累加次数为4，回波时间为260μs，回波个数为4 000。

2 结果与分析

2.1 脱湿-吸湿过程WDPT

干湿循环过程为水反复进出土壤孔隙过程，进水使土壤孔隙膨胀，冲刷土粒表面，而脱湿过程中孔隙出现一定程度收缩[3]。土壤孔隙水分布和土粒表面特性发生改变后，必然导致土壤斥水性差异。图3描绘1～3次干湿循环下土壤斥水性与含水率ω关系，图3a为脱湿过程中WDPT与含水率ω关系，图3b为吸湿过程中WDPT随含水率ω变化规律。

如图3a所示，土壤含水率由约47%减小到约3%，1～3次脱湿过程中WDPT值均呈先增后减趋势，WDPT最大值点分布在试样含水率变化区间中间段（ω=20%～30%）。第1次脱湿过程中，含水率从46.8%减小到3.5%，WDPT值先从5.9 s增加至141.6 s，此时ω=25.61%），而后又逐渐减小至2.68 s；WDPT平均值为51.4 s，最大值为平均值2.76倍。第2次脱湿过程中，含水率从45.2%减至约3.1%，WDPT值先由3.9 s增至50.6 s（此时ω=29.3%），而后又减至6.4 s；WDPT平均值为21.8 s，最大值为平均值2.32倍。第3次脱湿过程中，含水率从43%减至5.4%，WDPT值先由2.4 s增至38.0 s（此时ω=29.6%），而后又减至6.5 s；WDPT平均值为19.5 s，最大值为平均值1.95倍。第1次脱湿过程中，试样WDPT值变化范围最大，土壤斥水性随含水率变化而发生巨大转折。而第2～3次脱湿过程中，试样WDPT值之间差异显著减小，随含水率先增后降变化幅度也显著减小，即土壤斥水性差异降低。图3b试样吸湿过程WDPT值变化规律与脱湿过程类似。随试样含水率由3%增至约47%，1～3次吸湿过程土壤斥水性均表现为先增后减。第1次吸湿过程土壤斥水性变化幅度远大于后续吸湿过程。

图3 土壤斥水性与含水率关系Fig.3 Relationship between water repellency and water content

由图3可知，3%≤ω＜17%、38%≤ω≤47%段，WDPT值较小，土壤斥水性较弱。当17%≤ω＜38%时，WDPT值较大，土壤斥水性较强。干湿循环对试样WDPT值存在显著影响，但该影响主要体现在第1次循环过程。2～3次循环过程中，试样WDPT值差异小且变化相对平缓。经历不同干湿循环次数后，不论吸湿还是脱湿过程，处于非饱和状态土壤斥水性显著高于饱和或者干燥状态；土壤斥水性对含水率有显著依赖性，与Oekker等研究结果一致[8]。可见，非饱和状态为研究土壤斥水性关键，也是揭示斥水性随含水率变化机理关键。

2.2 脱湿过程核磁共振

非饱和土T2曲线可用于分析孔隙水分布特征，为揭示土壤斥水性随含水率变化内在机理提供新思路。图4列出试样第1次脱湿过程中不同含水率控制点T2曲线。为便于曲线间区分，文中仅选取6条T2曲线作分析；图中横坐标为横向弛豫时间，单位为ms；纵坐标为各弛豫时间对应幅值，为无量纲量。表1列出图4中各条T2曲线特征值及积分面积，便于对比分析。

由图4、表1可知，随含水率减小，T2曲线峰值逐渐减小，T2曲线与横坐标轴积分面积也逐渐减小；当ω=46.8%时，T2曲线积分面积为120.9 ms，当ω=3.1%时，T2曲线积分面积为20.3 ms；T2曲线积分面积变化规律，与试样含水率变化相对应。不同含水率下T2曲线最小值保持不变（约0.01 ms），但含水率越高，T2曲线最大值也越大（1～3 ms）。研究证实，T2值与孔径之间存在对应关系；对不同土壤，二者之间转换系数不同[14-15]。

表1 不同含水率下T2曲线特性参数Table 1 Characteristic parameters of T2 curve with various water content

图4 中T2值跨越3个数量级，说明试样孔隙结构复杂。弛豫时间T2≤0.1 ms对应孔隙水较少，大部分孔隙水弛豫时间为0.1～3 ms。当试样含水率从46.8%降至17.1%时，T2曲线最大值略有减小（2.912 ms减至2.280 ms）、最小值几乎不改变，但曲线积分面积逐渐减小，其减小部分主要发生在T2≥0.1 ms段。试样含水率从17.1%降至8.2%过程中，T2曲线最大值（2.28 ms减至1.04 ms）和积分面积相应减小，其减小部分也主要发生在T2≥0.1 ms段。试样含水率从8.2%降至3.1%过程中，T2曲线积分面积减小，最大值、最小值未发生明显变化。故而，文章定义T2=0.1 ms对应的孔为临界孔径rC，即脱湿现象主要由于孔径大于rC的孔隙内的水逐渐蒸发。

图4 脱湿过程T2曲线Fig.4 T2 curve during drying process

3 讨论

3.1 循环次数对土壤斥水性影响

在有限次干湿循环影响下，土壤中微孔隙量几乎保持不变，而中孔隙和大孔隙量随循环次数增加而增加[16-17]。对非饱和土而言，Young-Laplace方程（式2）是描述气-固-液三相相互关系的经典理论。其中，σ为液体表面张力；θ为土壤固-液接触角，ΔP为气-液界面两侧压力差值，即基质吸力；r为孔隙半径。在土水特征曲线中，ΔP、r与土壤进气值相关。研究发现，经历有限次干湿循环后，土壤孔隙结构发生显著变化，土壤斥水性也随之改变。孔隙孔径越大，其对应进气值越小，即较小压力即可将孔隙水排出；同理，大孔隙阻碍水滴下渗阻力也越小，即水滴在重力作用下更易渗入大孔隙，使得大孔隙具有较低WDPT值（见图3）。干湿循环对斥水性影响主要体现在第1次循环作用，因经历1次干缩过程后试样孔隙发生显著变化（如微裂隙和损伤），而后续吸湿、脱湿过程均在1次干缩基础上完成。

另外，吸湿过程中WDPT值略高于脱湿过程WDPT值，这是因为土壤含水率相同，但吸湿、脱湿过程中孔隙水形态存在差异。通过喷洒改变环境相对湿度使土壤吸湿，较小孔隙先发生凝结，直到环境相对湿度不再升高，完成小孔隙凝结，所以吸湿稳定时试样含水率通常小于饱和含水率。脱湿过程与之相反，较大孔隙先完成蒸发过程。因而，吸湿、脱湿过程含水率相同时，土壤孔隙水形态明显不同，这也是造成干湿循环中WDPT出现明显区别原因之一[18-19]。

3.2 斥水性与土壤含水率关系

饱和土中不同孔径孔隙均处于满水状态，对脱湿、吸湿过程的非饱和土而言，部分孔隙处于非满水状态。土壤吸湿过程中T2曲线与脱湿过程类似，本研究仅对脱湿过程作详细讨论。如图4所示，试样从饱和状态脱湿至含水率约17.1%过程中，孔隙水（T2曲线积分面积）明显减少。但可观测到仅弛豫时间T2≥0.1 ms的孔隙内水发生部分蒸发，而T2＜0.1 ms的孔隙内水尚未开始蒸发，即孔隙水蒸发现象先发生在较大孔隙内。在含水率ω≥17.1%段，T2曲线最大值并未明显减小，说明土壤中不同孔径的孔中均含水，但非满水状态。在8.2%≤ω＜17.1%段，T2曲线最大值明显减小，即部分孔隙内水已蒸发完全，为无水孔。

图5 为土壤脱湿过程中孔隙水变化示意图。根据压汞法对孔径的分类[20-21]，可将土壤孔隙分为微孔（＜2 nm），介孔（2～50 nm），大孔（＞50 nm）。本研究假定图5中不同大小的3种孔分布代表大孔、介孔和微孔。

由图5可知，在A阶段，3类孔隙均处于满水状态，此时水滴无入渗阻力，WDPT值较小，与图3中47%＞ω≥38%段相对应。试样脱湿到达B阶段时，试样含水率约38%＞ω≥17%，r≥rC（即T2≥0.1 ms）的部分大孔和介孔已处于非满水状态，这些孔内液面与孔口之间存在一定量“填充气”，与图4中孔隙水T2曲线变化规律一致。此阶段WDPT值明显更大，表现为土壤斥水性更强。水滴入渗时，“填充气”无法及时排出而对水滴形成阻力。其中，试样含水率从约38%减至约25%过程，大孔、介孔中水逐渐减少，孔隙内“填充气”增多，对入渗水滴的阻力逐渐增大，故该段WDPT值随含水率减小而逐渐增大。在25%＞ω≥17%段，土壤中部分大孔径毛管水已蒸发完；而介孔中仍存在“填充气”，此时“填充气”对入渗水滴的阻力随蒸发而逐渐减小，此阶段WDPT值随含水率减小而减小。试样继续脱湿至C阶段，仅微孔中还存有少量水；大孔和介孔成为无水孔，这部分孔隙内不存在难以排除的“填充气”阻碍水滴入渗，WDPT值较低，土壤斥水性较小。

图5 脱湿过程孔隙水分布Fig.5 Pore water distribution during drying process

4 结 论

a.自然干湿循环作用不会改变土壤斥水性对含水率的依赖性。不同循环次数下，土壤斥水性均呈随含水率增加而先增后减。第1次干湿循环对土壤斥水性影响最大，后续增加循环次数未对斥水性产生明显影响。

b.随试样含水率减小，核磁共振T2曲线积分面积相应减小，部分孔隙处于非满水状态；含水率减小到某一临界值时，T2曲线最大值降低，部分大孔隙变为无水孔。在本研究脱湿条件下，孔径大于rC（T2≥0.1 ms）的孔隙水蒸发同时进行，但大孔隙内的水先蒸发。

c.非饱和土孔隙内存在的“填充气”难以及时排出，阻碍水滴入渗；“填充气”含量随含水率增加而先增后减，这也是土壤斥水性随含水率先增后减的主要原因。

d.本研究结果可对土壤水分保持和相关工程建设提供一定参考，但仅对特定土壤开展研究，且T2曲线数据不够丰富，结果普适性仍有待进一步探索。