干湿循环作用下预崩解炭质泥岩微观结构及持水特性研究

付业扬，刘朝晖，高乾丰，曾铃，余慧聪

(1.长沙理工大学 交通运输工程学院，湖南 长沙，410114；2.长沙理工大学 土木工程学院，湖南 长沙，410114)

在炭质泥岩广泛分布的西南地区进行公路建设时，为减少开挖弃料，降低建设成本，将不可避免地采用炭质泥岩作为路堤填料[1-3]。由于炭质泥岩具有遇水易崩解、强度低和时效变形显著等特性，直接用作路堤填料尚不能满足填筑要求，故在工程上需预先对炭质泥岩进行预崩解处理，从而得到预崩解炭质泥岩，再作为路堤填料进行填筑。预崩解炭质泥岩路堤在湿热环境下极易发生沉降，甚至失稳破坏。因此，为确保预崩解炭质泥岩路堤安全运营，有必要针对干湿循环作用下预崩解炭质泥岩微观机理和持水特性开展系统研究。

许多学者已经对干湿循环作用后的土体微观结构开展了研究。刘禹阳等[4]通过扫描电镜、核磁共振测试和三轴剪切试验研究了不同干湿循环路径对黄土的影响，发现黄土的劣化作用随干湿循环幅度增加而增加；田晖等[5]采用扫描电镜和图像处理软件，研究了干湿循环对黄土微观结构的影响，发现干湿循环次数增加会导致土体中平均孔径先减小后增大；叶为民等[6]通过控制温度和吸力的方法，研究了高压实膨胀土微观结构在不同侧限约束下受干湿循环影响的规律，发现干湿循环路径对高压实膨胀土的微观结构影响随温度增加而更加显著。土水特征曲线反映了岩土体的持水性能，是进行非饱和状态下路堤稳定性分析的重要参数[7]。当前，学者们对不同土体的持水特性进行了大量研究。孙德安等[8]测试了不同干湿循环次数下南阳膨胀土的土水特征曲线，发现干湿循环次数的增加会导致试样含水率和持水性能下降；张俊然等[9]通过引入一个与干湿循环相关的函数，提出了一种依据土体塑性指数和首次脱湿及吸湿曲线预测多次干湿循环作用后土水特征曲线的方法；张芳枝等[10]采用非饱和土三轴仪对经过多次吸湿和脱湿循环后的土体进行研究，揭示了干湿循环对膨胀土变形特性的影响，结果表明干湿循环会改变膨胀土持水特性，导致相同基质吸力条件下含水率增大。上述文献的研究对象主要是黏性土，而针对预崩解炭质泥岩在干湿循环作用下微观结构和持水特性变化的研究不多。付宏渊等[11]利用自制的可考虑荷载和干湿循环影响的崩解试验装置进行试验，发现炭质泥岩在第一次干湿循环时崩解最为强烈，在5次干湿循环后崩解趋于稳定；陈小薇等[12]开展了浸水与荷载同时作用下预崩解炭质泥岩变形试验，发现预崩解炭质泥岩的变形过程是持续的，干湿循环会增大其湿化变形；曾铃等[13]通过CT三轴同步扫描，发现压实度是预崩解炭质泥岩路堤回弹模量的主控因素。目前大部分研究主要针对干湿循环作用后预崩解炭质泥岩的力学特性变化，对多次干湿循环作用后预崩解炭质泥岩的微观结构变化导致持水特性演变的研究较少。

鉴于此，本文以广西河池某公路路堤炭质泥岩为研究对象，通过扫描电镜试验和压汞试验分析干湿循环作用下预崩解炭质泥岩微观孔隙结构变化特征，并开展干湿循环作用下预崩解炭质泥岩土水特征曲线试验和渗透试验，基于Ⅴan Genuchten 模型提出考虑干湿循环作用的预崩解炭质泥岩土水特征曲线修正模型，预测预崩解炭质泥岩的非饱和渗透系数，以期从宏微观角度揭示干湿循环作用下预崩解炭质泥岩劣化机制，并为预崩解炭质泥岩路堤稳定性分析提供计算参数。

1 试验材料

炭质泥岩充分崩解为预崩解炭质泥岩，土样烘干后过孔径为2 mm的筛，取筛下土样作为试验材料。根据筛分试验得到其细粒土(粒径≤0.075 mm)质量分数为20.95%，粗粒土(粒径＞0.075 mm)质量分数为79.05%。通过X 射线衍射和X 射线荧光定量分析测试预崩解炭质泥岩的矿物成分及化学成分，可知预崩解炭质泥岩主要由高岭石、石英和云母3种矿物组成，其余各矿物成分质量分数不足7%(图1)；预崩解炭质泥岩化学成分以SiO2，Al2O3，Fe2O3和K2O 为主(表1)。通过室内土工试验得到预崩解炭质泥岩的基本物理性质，如表2所示。

表1 预崩解炭质泥岩X射线荧光定量分析结果(质量分数)Table 1 Results of quantitative X-ray fluorescence analysis of pre-disintegrated carbonaceous mudstone(mass fraction)%

表2 预崩解炭质泥岩基本物理指标Table 2 Basic physical properties of pre-disintegrated carbonaceous mudstone

图1 预崩解炭质泥岩X射线衍射图谱Fig.1 X-ray diffraction patterns of pre-disintegrated carbonaceous mudstone

2 试验方法与步骤

2.1 干湿循环试验

表3所示为试验方案，试验采用高、矮2种环刀

表3 试验方案Table 3 Experimental scheme

试样(直径为61.8 mm，高度分别为40 mm和20 mm)，试样干密度和质量含水率分别为2.09 g/cm3和8%，通过静压法[14]制备而成。考虑土体在自然环境中经历降雨和暴晒的真实工况，采用水膜转移法和光照加热法[15-17]分别模拟湿干过程。在湿化过程中(图2(a))，将试样放置在精度为0.01 g 的天平上，使用滴管将水分均匀滴在试样表面，当含水率达到(25±1)%后将试样放置于不锈钢托盘上，用保鲜膜密封24 h 使土体均匀湿化。在干化过程中(图2(b))，采用两盏功率为250 W 的加热灯照射24 h，同时采用电子测温计对加热灯照射范围的试样进行温度测量，保证各试样表面温度在(40±1)℃范围内。制备多个同一初始条件下的环刀试样，同时按上述步骤进行0，2，4，6 和8 次干湿循环后，分别进行扫描电镜试验、压汞试验、土水特征试验、渗透试验。

图2 试样的湿化与干化过程Fig.2 Wetting and drying process of specimens

2.2 微观结构试验

2.2.1 扫描电镜试验

为便于观察干湿循环作用对试样微观结构特征的影响，采用定点扫描法开展扫描电镜试验。先将未经历干湿循环的矮环刀试样切割成长×宽×高为9 mm×9 mm×4 mm 的平板状试样块，通过冻干法对其进行干燥。随后将平板状试样放置在与载物台外径相同的自制塑料圈上(图3)，以防止干湿循环过程中水分和颗粒快速流失，影响干湿循环效果。测试过程中通过导电胶带辅助以确保每次观测的点位一致，拍摄不同放大倍数下试样同一位置的图像并保存，完成一次拍摄后取出试样进行下一次干湿循环，再对试样重新进行拍摄，得到不同干湿循环作用后预崩解炭质泥岩微观形态的变化规律。

图3 扫描电镜试样固定及观测点定位装置Fig.3 Fixing of samples for scanning electron microscopy and positioning setup of observation points

2.2.2 压汞试验

通过压汞试验(MIP)可获得岩土体的孔隙分布特征和孔隙体积。压汞试验基本原理如下：汞作为非浸润性液体进入孔隙需施加外部压力，增加压力可使汞液进入更较小的孔隙，通过测定不同压力作用下汞液进入土体的体积，从而可测得土体的孔径分布[18]。为明确预崩解炭质泥岩孔隙特征与其持水特性的对应关系，开展压汞试验探究不同干湿循环作用后预崩解炭质泥岩试样的孔隙结构特征。采用高×长×宽为10 mm×5 mm×5 mm的棱柱形试样，测试仪器为康塔PoreMaster 33 型全自动孔径分析仪，仪器最大汞压为220 480～227 370 kPa，测量的最小孔径为6.5 nm。

测试时，先将经历不同干湿循环的矮环刀试样制备成高×长×宽为10 mm×5 mm×5 mm的压汞试样，液氮干燥试样称质量后放入样品管密封；随后将密封样品管放入低压仓中开始低压试验，待试验结束后取出样品称质量，再使用液压油密封样品管并套入高压试验金属套管，放入高压仓开始高压试验，试验结束后取出样品，最后将废汞排入废液桶。

2.3 土水特征试验

测量土体基质吸力的方法有接触式滤纸法、轴平移法、张力计法和蒸汽平衡法等，滤纸法由于其成本低、测试范围广且操作简易而被广泛使用[19]。本次试验采用接触式滤纸法测量不同含水率条件下预崩解炭质泥岩的基质吸力。具体步骤如下：取16个未经历干湿循环作用的矮环刀试样，使用滴水法配制质量含水率分别为3%，5%，7%，9%，11%，13%，15%和17%的试样各2 个(质量含水率低于8%的试样先风干至1%质量含水率再配制)，按不同质量含水率分装密封保湿24 h。滤纸法试验装置如图4所示。取出3 张滤纸放入2 个相同质量含水率的环刀试样中间，上部和下部保护滤纸直径为70 mm，中间测定滤纸直径为55 mm，保护滤纸直径略大于中间测定滤纸直径，可避免测定滤纸沾染土颗粒影响测试结果。用保鲜膜将整个试样完整包裹并放入密封罐中，置于(20±2)℃的恒温箱 10 d 使滤纸与试样间水分达到平衡状态。水分平衡后，通过烘干法得到滤纸和土体平衡时的含水率。按照相同试验步骤对经历不同干湿循环次数后的土样进行试验，结合滤纸率定曲线得到不同干湿循环次数后土样的土水特征曲线。通过验证试验装置(图5)测得不同初始含水率的土体在10 d 内均可实现滤纸与试样间的水分平衡，与其他学者[20]的研究结果一致。

图4 滤纸法试验装置Fig.4 Test equipment for filter paper method

图5 验证试验装置Fig.5 Test equipment for validation

试验使用的测量滤纸为Whatman No.42 滤纸，其基质吸力率定曲线[21-22]方程式为

式中：wfp为平衡时滤纸含水率；ψ为平衡含水率对应的基质吸力。

2.4 渗透试验

由于软岩孔隙易受炎热气温和降雨环境影响，导致其渗透特性变化。为明确干湿循环对预崩解炭质泥岩渗透性能的影响，并预测其非饱和渗透系数，确定不同干湿循环后预崩解炭质泥岩的饱和渗透系数十分重要。试验采用变水头法[14]测定预崩解炭质泥岩的饱和渗透系数。首先将经历不同干湿循环作用后的高环刀试样进行真空饱和，再采用渗透仪测量其饱和渗透系数。试验结束后将试验结果修正为20 ℃时的饱和渗透系数。

3 试验结果分析

3.1 干湿循环次数对孔隙结构特征的影响

图6所示为不同干湿循环作用下预崩解炭质泥岩同一位置的微观图像。由图6可知，未经历干湿循环作用时，预崩解炭质泥岩主要以片状黏粒或叠聚体的形式存在，颗粒间以面-面或面-边接触的方式紧密结合，定向性排列不明显，部分颗粒间有堆孔存在。1次干湿循环后，预崩解炭质泥岩中大量存在的石英使试样对水分较为敏感，且高岭石属于亲水性黏土矿物，在干湿循环作用下胀缩开裂[23]，使试样表面出现少量微裂隙与孔洞，黏粒脱落，但颗粒间结合仍然紧密。2次干湿循环后，土颗粒结构变化明显，土体中高岭石继续崩解为小粒径颗粒，并形成大小不一的裂隙，少量相互贯通的裂隙网格出现，孔洞扩大，颗粒表面胶结物有所减少，总孔隙率呈增大趋势。3次干湿循环后，部分土颗粒崩解剧烈，之前产生的个别孔洞被崩解后的小颗粒填堵，土颗粒崩解产生孔径更大的孔洞；大颗粒崩解后周围土体呈蜂窝状，孔隙数量显著增大且开始出现大孔隙，大量裂隙继续发育形成相互贯通的裂隙网格，颗粒间结合较为松散；湿化过程中水分将土中原有的细长条形、长条形颗粒逐渐改造为圆形、近圆形以及似椭圆形颗粒，导致颗粒磨圆度变好[24]。4次干湿循环后，高岭石进一步崩解，周围产生大量新增孔洞，土体颗粒间结合极为松散，大孔隙数量显著增加，土体整体结构呈蜂窝状，孔隙率继续增大。5次干湿循环作用后，土体中起定位作用的大颗粒因受干湿循环的影响而崩解消失。

图6 预崩解炭质泥岩微观结构随干湿循环次数的变化Fig.6 Microstructural change of pre-disintegrated carbonaceous mudstone with number of wetting and drying cycle

土体中孔隙按孔径d可分为微孔隙(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)四类[25]。表4所示为压汞试验所得不同干湿循环后预崩解炭质泥岩试样的孔隙结构信息。表4中，孔隙体积以汞压入量表征。孔隙累计体积分布曲线如图7所示，不同干湿循环作用后预崩解炭质泥岩的孔隙分布均为单峰。由表4可知，预崩解炭质泥岩受干湿循环作用后崩解产生大孔隙，孔隙总体积和总孔隙率持续增加，且在第2次干湿循环时二者增加幅度最大，孔隙总体积增大0.028 mL/g，孔隙率增大5.4%；在干湿循环作用达到6 次后孔隙率趋于稳定。6 次干湿循环作用共使孔隙总体积增大0.043 mL/g，孔隙率增大约7.5%。这是因为干湿循环次数增加导致土中高岭石崩解，裂隙扩张，大孔隙数量增多，小孔隙数量减少，整体孔隙率保持增大趋势。土体在进行多次湿化过程后，渗透力和颗粒内外部的溶液浓度压力差[26]会导致预崩解炭质泥岩中的高岭石产生膨胀，颗粒裂开产生新的裂隙；在干化过程中土中裂隙发生收缩，但不能恢复至崩解之前的形态，大量颗粒间出现孔洞和相互贯通的裂隙网格，导致总孔隙率和大孔隙增加(图8)。土体大孔隙体积和总孔隙率随干湿循环次数增加而增大，土体结构越发疏松，对预崩解炭质泥岩的土水特征曲线产生影响。

图7 干湿循环作用下预崩解炭质泥岩的孔隙累计体积分布曲线Fig.7 Cumulative pore volume distribution curves of pre-disintegrated carbonaceous mudstone under wetting and drying cycles

表4 预崩解炭质泥岩的孔隙信息Table 4 Pore information of pre-disintegrated carbonaceous mudstone

预崩解炭质泥岩的各类孔隙体积分数如图8所示。预崩解炭质泥岩试样中大孔隙初始体积较大，达到了总孔隙体积的55.16%。干湿循环作用导致土体大孔隙体积稳定增大，8次干湿循环后，大孔隙体积达到了总孔隙体积的67.72%；中孔隙体积分数在4 次干湿循环前保持稳定状态，均为30%～31%，6次干湿循环作用后下降至20.36%后保持稳定；小孔隙体积分数呈先下降后增大趋势；土体中微孔隙体积分数波动较小，说明干湿循环对其影响不大。8次干湿循环作用后，大孔隙体积分数增量为12.56%，中孔隙体积分数减少7.84%，小孔隙体积分数减少3.58%，微孔隙体积分数减少1.14%。由此可见，干湿循环通过影响土体的孔隙结构来改变预崩解炭质泥岩的持水性能。

图8 干湿循环下预崩解炭质泥岩各类孔隙体积分数Fig.8 Ⅴolume fractions of different pores in predisintegrated carbonaceous mudstone under wetting and drying cycles

3.2 干湿循环次数对土水特征曲线的影响

由真空饱和法得到0 次、2 次、4 次、6 次和8次干湿循环后土体的饱和体积含水率θs分别为0.383，0.396，0.408，0.417 和0.418。结合滤纸法试验结果，绘制不同干湿循环作用后预崩解炭质泥岩的土水特征曲线，如图9所示。由图9 可知：不同干湿循环作用下预崩解炭质泥岩体积含水率均随基质吸力的增加而减小，其曲线均呈单峰反“S”型，干湿循环次数增加导致其曲线整体向左偏移且更为陡峭。在基质吸力小于10 kPa 时，土体处于接近饱和状态，在相同基质吸力条件下，体积含水率随干湿循环次数增加而增加，此时土样受饱和含水率影响较大。这是由于干湿循环作用导致土体中高岭石崩解，出现孔洞和裂隙网络，大孔隙体积和总孔隙率增加，需要更多水分充满土体孔隙。当基质吸力大于10 kPa 时，在相同基质吸力情况下，体积含水率随干湿循环次数增大而减小，结合微观试验可知其主要原因是：预崩解炭质泥岩颗粒间的紧密性与干密度密切相关，由于其遇水易崩解的特性，导致土体在干湿循环过程中孔隙率增加，孔径扩张，经过多次干湿循环后土体干密度变小，当基质吸力增大时，崩解产生的孔洞使土体持水特性减弱，具有较高的失水速率，土体易失水。

图9 干湿循环作用下预崩解炭质泥岩的土水特征曲线Fig.9 Soil water characteristic curves of pre-disintegrated carbonaceous mudstone under wetting and drying cycles

Ⅴan Genuchten(ⅤG)模型是目前应用最为广泛的土水特征曲线模型[27]，对各种土体的拟合效果较为理想。为定量表征非饱和预崩解炭质泥岩持水特性，采用ⅤG模型对试验数据进行拟合：

式中：θ为体积含水率；θr为残余体积含水率；a，m和n均为拟合参数，其中m=1-1/n。

按式(2)对试验数据进行拟合，不同干湿循环作用后预崩解炭质泥岩的土水特征曲线试验与ⅤG模型拟合结果如图10所示，拟合参数见表5。ⅤG模型中饱和体积含水率θs拟合值与实测数据变化趋势相同，即干湿循环会导致θs增大。由图10和表5可知，上述影响会随着干湿循环次数的增加而削弱，6 次和8 次干湿循环后ⅤG 模型中各拟合参数基本一致，且土水特征曲线基本重合，可知6次干湿循环过后，预崩解炭质泥岩的土水特征曲线的变化趋于一致。由表5 可知，0 次、2 次、4 次、6次和8次干湿循环后土体的残余体积含水率分别为0.034，0.016，0.010，0.005 和0.005。未经干湿循环的土体残余含水率θr较高，这是因为此时土体颗粒间结合紧密，土体具有良好的持水特性；经过干湿循环作用后由于土体中颗粒崩解使孔隙率增加，导致残余含水率θr明显降低，土体的持水特性变差。根据文献[28]可知，当m和n的比值较小时，a等于土体进气值。由表5 可知，随着干湿循环次数的增加，进气值a会减小，这是因为多次干湿循环后土体中存在大量孔洞，在基质吸力小于10 kPa 时土体会快速失水，导致土体进气值较小。土体在经历干湿循环作用时，干化过程使土体中水分逐渐排出，土颗粒间的孔隙体积发生改变，在湿化过程中，由于胶结物溶解和高岭石的崩解，土颗粒间联结能力减弱，孔隙数量增加。随着干湿循环次数的增加，土体结构性变差，持水性能随之变差。

图10 ⅤG模型对土水特征曲线的拟合Fig.10 Fitting of soil-water characteristic curves with theⅤG model

表5 ⅤG模型的拟合参数Table 5 Fitting parameters of the ⅤG model

3.3 干湿循环次数对饱和渗透系数的影响

预崩解炭质泥岩的饱和渗透系数见图11。由图11 可知：预崩解炭质泥岩的饱和渗透系数与干湿循环次数呈正相关关系。干湿循环次数增加导致预崩解炭质泥岩的渗透系数快速增大，经历0次干湿循环作用时试样饱和渗透系数为2.74×10-7cm/s，6 次干湿循环作用后试样饱和渗透系数达到了3.76×10-6cm/s，相较于0次时约增大13倍。6次干湿循环后，预崩解炭质泥岩的饱和渗透系数趋于稳定，表明此时干湿循环作用对土体渗透特性影响较小，结合微观孔隙结构可知6次干湿循环后土体孔隙程度也趋于稳定，渗透系数变化较小。8次循环相较于6次循环后的饱和渗透系数变化幅度在-4%以内，可认为其饱和渗透系数稳定，土体孔隙结构在6次干湿循环后趋于稳定。

图11 预崩解炭质泥岩的饱和渗透系数Fig.11 Saturated permeability coefficient of predisintegrated carbonaceous mudstione

4 土水特征曲线与非饱和渗透系数预测模型

4.1 现有土水特征曲线模型的修正

ⅤG 模型中的各参数变化见图12。由图12 与表5可知，随干湿循环次数变化，预崩解炭质泥岩的土水特征曲线和拟合参数呈一定规律变化，表明土水特征曲线与干湿循环次数存在相关性。为明确二者之间的关系，基于ⅤG模型，引入干湿循环次数N，提出可考虑干湿循环次数的改进ⅤG模型。图12所示为ⅤG 模型各拟合参数与干湿循环次数的关系。由图12可知，随干湿循环次数增加，进气值a呈线性减小趋势，饱和含水率θs呈线性增加趋势，两者均在6次干湿循环后趋于稳定，其他参数受干湿循环的影响较小，取其平均值进行计算。对a和θs分别进行线性拟合可得：

图12 ⅤG模型中的各参数变化Fig.12 Ⅴariations in parameters of the ⅤG model

式中：b，c，d和e均为拟合参数，b=27.207，c=2.551，d=0.385，e=0.005；N为干湿循环次数，且当N大于等于6时取值为6。

将式(3)和式(4)代入式(2)中，得到考虑干湿循环次数的预崩解炭质泥岩土水特征曲线修正公式：

根据式(5)重新对预崩解炭质泥岩土水特征曲线进行拟合，拟合结果如图13所示。从图13可以发现，实测点均处于拟合曲线周围，说明该模型对不同干湿循环次数后预崩解炭质泥岩的土水特征曲线拟合结果较好。

图13 修正ⅤG模型体积含水率的预测值与实测值对比Fig.13 Comparison between the predicted values of volumetric water content by the modified ⅤG model and the measured data

4.2 非饱和渗透系数预测

非饱和渗透系数通常依靠试验测量和间接计算两种方法获得，由于土体非饱和渗透系数的测量过程较为复杂，观测周期长且易出现误差，采用间接计算方法确定土体非饱和渗透系数更为准确便捷。Ⅴan Genuchten-Mualem(ⅤG-M)模型是常用的非饱和渗透系数计算模型，该模型基于土水特征曲线中孔隙的相关水力参数，结合MUALEM等[29]提出的渗透方程和ⅤG模型拟合参数，得到土体的非饱和渗透系数ku，其表达式为

式中：ks为土体饱和渗透系数；ku为基质吸力为ψ时的非饱和渗透系数；Se为有效饱和度。

在最大干密度条件下，未经历干湿循环作用的预崩解炭质泥岩饱和渗透系数为2.744×10-6cm/s，结合表5 中0 次干湿循环对应的ⅤG 模型拟合参数a，m和n，代入式(7)可得0次干湿循环条件下，预崩解炭质泥岩非饱和渗透系数与基质吸力的关系；将修正后ⅤG 模型的拟合参数代入ⅤG-M 模型中，可得修正后未经历干湿循环作用的预崩解炭质泥岩非饱和渗透系数。

图14所示为不同干湿循环次数后预崩解炭质泥岩非饱和渗透系数的预测值。由图14 可知，随基质吸力增加，修正与未修正不同干湿循环次数后预崩解炭质泥岩的渗透系数预测值均急剧减小；当试样未经历干湿循环作用，基质吸力从0增加到100 kPa 时，修正与未修正ⅤG 模型的非饱和渗透系数预测值均减小至原来的1/1 000；经历6次干湿循环作用后，当基质吸力从0 增加到100 kPa 时，修正与未修正ⅤG模型的非饱和渗透系数预测值均减小至原来的1/10 000。当基质吸力小于100 kPa时，土体含水率较高，此时，非饱和渗透系数主要受饱和渗透系数控制，修正与未修正ⅤG模型预测的非饱和渗透系数基本一致；在相同基质吸力条件下，干湿循环次数增加使土颗粒崩解，内部孔隙数量增多，渗透系数随之增大。当基质吸力大于100 kPa时，在双对数坐标系下渗透系数与基质吸力呈线性相关，修正与未修正ⅤG模型预测的渗透系数变化幅度均比基质吸力小于100 kPa时的低。当基质吸力大于100 kPa时，吸附在土颗粒表面的水分以薄膜流动的形式在土中迁移，迁移速度与薄膜厚度呈正相关[30]。随基质吸力不断增加，土体含水率逐渐降低，土颗粒表面的薄膜厚度减小，水分受到更大的吸附作用，孔隙水迁移速度逐渐减缓，渗透系数均随基质吸力增加而缓慢减小。已有学者[31]提出，大气压对毛细水的影响存在一个界限值ψc，当基质吸力大于ψc时，土中只有吸附水存在，吸附作用仅受土体含水率影响，可不考虑干密度和孔隙分布对其非饱和渗透系数的影响。在基质吸力大于100 kPa 时，未修正ⅤG模型预测的不同干湿循环次数后渗透系数曲线出现交叉(图14(a))，而修正ⅤG模型预测的不同干湿循环次数后渗透系数曲线高度重合(图14(b))，此时干湿循环作用导致土体中颗粒崩解带来的孔隙分布变化对预崩解炭质泥岩非饱和渗透系数影响甚微，这与李燕等[32-33]的试验结果一致。由此可见，修正后的ⅤG模型可以更准确地预测预崩解炭质泥岩的非饱和渗透系数。

图14 预崩解炭质泥岩非饱和渗透系数预测值Fig.14 Prediction of unsaturated permeability coefficients of pre-disintegrated carbonaceous mudstone

5 结论

1)干湿循环作用会加剧预崩解炭质泥岩的崩解效应，使土体内部大孔隙体积增加、小孔隙体积先减小后增加、中孔隙体积先小幅增加后减小，崩解产生的孔洞和裂隙网络使土体整体孔隙率稳定增大，但6 次干湿循环作用后对孔隙率影响有限，总孔隙率基本趋于稳定。

2)干湿循环作用对预崩解炭质泥岩持水特性影响显著。当基质吸力小于10 kPa 时，在相同基质吸力条件下，土体体积含水率与干湿循环次数呈正相关；当基质吸力大于10 kPa 时，在相同基质吸力条件下，土体体积含水率和进气值与干湿循环次数呈负相关。

3)基于ⅤG模型提出了考虑干湿循环次数的土水特征曲线修正模型，该模型可提升高基质吸力阶段预崩解炭质泥岩土水特征曲线的拟合精度，结合ⅤG-M模型可预测预崩解炭质泥岩的非饱和渗透系数。当基质吸力一定时，随干湿循环次数增加，低基质吸力阶段土体渗透系数逐渐增大，高基质吸力阶段土体渗透系数基本不变。