馬蘭黃土孔隙結構特征*
——以趙家岸地區(qū)黃土為例

羅 浩 伍法權 常金源 許江波 包 含

(①中國地震災害防御中心， 北京 100029， 中國)

(②紹興文理學院， 土木工程學院， 紹興 312000， 中國)

(③浙江省工程勘察設計院集團有限公司， 寧波 315012， 中國)

(④長安大學公路學院， 西安 710064， 中國)

0 引 言

土的孔隙特征是反映其微觀結構的一個重要的因素，也是研究土體工程地質性質的基礎之一(Benatti et al.，2013; Cui et al.，2013; Gylland et al.，2013; 張慶等， 2020)。從20世紀中葉開始一些學者對黏性土的微觀結構進行系統(tǒng)的研究。他們通過使用光學顯微鏡、透射電鏡和掃描電鏡等手段觀察土體微觀結構特征，其中掃描電子顯微鏡是研究土體微觀結構的重要手段之一(高英等， 2019)。計算機技術迅速發(fā)展推動了土體微觀結構研究以定性分析為主向定量分析的跨越式發(fā)展。Tovey(1990)定量分析了土體顆粒和土體結構的優(yōu)勢方向，并繪制出相應的玫瑰圖。Bai et al. (1994)提出了一套新的土體定向指標，利用掃描電鏡進行微觀圖像拍攝，并采用圖像處理技術對黏土三軸試驗中的顆粒定向性進行了分析。施斌(1996)利用Videolab圖像處理系統(tǒng)得到關于土體顆粒和孔隙的的定量信息，以及微觀結構單元體的空間定向性信息。

黃土是典型的風成土(Sun， 2002)，也是典型的結構性土。我國中西部的馬蘭黃土在短時間內(nèi)迅速沉積，形成大孔隙結構，這種結構使其具有特殊的工程地質性質(Dudley，1970; Assallay et al.，1997; Hessel et al.，2003; Jefferson et al.，2004; 王梅， 2010; Acharya et al.，2011; Shroder et al.，2011; 李同錄等， 2019)。在干燥的條件下，黃土具有較高的強度，壓縮性小。但是黃土在遇水浸濕后，其結構迅速發(fā)生破壞，發(fā)生顯著的下沉現(xiàn)象，稱之為黃土的濕陷性。由于黃土的這種特性，導致地質災害的頻繁發(fā)生(羅浩等， 2015; 劉弋博等， 2020)。如甘肅黑方臺地區(qū)，常年的農(nóng)業(yè)漫灌引起了大規(guī)模的黃土濕陷，最大沉陷量近6m(孫萍萍等， 2013)，同時導致黑方臺臺緣發(fā)育大規(guī)模的黃土滑坡(羅浩等， 2014)。馬蘭黃土遇水發(fā)生濕陷，主要是顆粒間的孔隙發(fā)生壓縮，微觀結構破壞導致了宏觀結構破壞所引起，這是引起滑坡觸發(fā)的本質原因。

本文基于不同含水量原狀黃土的壓縮實驗，利用掃描電鏡圖像對趙家岸滑坡地區(qū)的黃土孔隙進行定量分析。對比實驗前后馬蘭黃土的孔隙分布特征，揭示含水量對孔隙結構的影響，討論黃土孔隙的變化規(guī)律，確定了馬蘭黃土在壓縮試驗過程中孔隙的主要壓縮區(qū)間。

1 研究方法

1.1 樣品的采集

實驗樣品采集于趙家岸滑坡北側的人工開挖黃土剖面，在深度約5m處采集馬蘭黃土樣品(圖1)。具體的采集方法與羅浩等(2014)樣品采集的方法相同，為了盡量避免樣品遭受到自然風化的影響，首先去掉剖面表層風化的表層土，然后近水平向內(nèi)側開挖50cm左右再進行原狀樣采集。黃土樣品在原位削成直徑約為10cm的土柱，并裝入φ10×20cm的樣品采集桶中。樣品采集桶外側用保鮮膜和透明膠帶封存好，在其外側再包裹數(shù)層厚1cm的珍珠防震膜，以減少黃土樣品在運輸過程中的影響。所采集的原狀樣品天然含水率約為9.5%～11%左右，干密度為1.46 g·cm-3，塑限為15.9%，液限為29.6%。土質較為均勻，含少量植物根系，并發(fā)育蟲孔。

圖1 趙家岸滑坡影像及取樣位置

1.2 壓縮實驗

黃土邊坡在遇水的條件下往往首先發(fā)生垂向的壓縮，主要是由于孔隙體積減小而引起。在自重的作用下氣體沿著黃土中孔隙排出，孔隙結構破壞，孔隙體積減少而發(fā)生垂向的壓縮。在壓縮試驗中黃土樣品放置在有側向圍限的金屬環(huán)刀中，樣品在縱向的壓力作用下只能在豎向產(chǎn)生壓縮，因此可以很好地反映出黃土結構垂向的變化特征。

我們采用南京土壤儀器廠WG-1型三聯(lián)固結儀對所采集馬蘭黃土樣品進行9%、12%、15%、18%、21% 5個含水量條件下的標準壓縮實驗，實驗施加的壓力為50kPa， 100kPa， 200kPa， 400kPa。對于黃土的增濕采用預濕法，將黃土增濕達到5個相應的含水量，用保鮮膜包裹好放置到保濕器皿中靜置24h以上，確保樣品中的水分能均勻的分布。實驗前對黃土樣品的含水量進行復測，樣品含水量的測試結果偏差≤0.3%，可認為樣品的含水量偏差對實驗結果影響有限。實驗時實驗腔外側塞滿潮濕的棉花，并用濕毛巾圍裹固結儀確保實驗期間樣品的含水量不發(fā)生明顯變化。

1.3 掃描電鏡測試

原狀黃土和壓縮試驗后的黃土首先放置在通風、陰涼、干燥的位置自然風干15d以上，確保黃土樣品維持一個低的含水率，該含水量與天然條件下暴露在空氣中的含水量近似，在3%左右。在此過程中黃土顆粒間水分蒸發(fā)，可溶鹽等物質析出，增強顆粒間的膠結強度，不會明顯破壞黃土的微觀結構。然后將樣品切成2cm×3cm×1cm的小塊放置在環(huán)氧樹脂等溶液中浸泡兩個星期以上。當調(diào)制的溶液將黃土孔隙完全填充并使黃土膠結硬化成一個整體之后，磨制成薄片進行掃描電鏡觀測。

因為微觀結構觀測基于固結試驗，所以制作成垂向薄片進行觀察。每個薄片均勻地分為6個觀察區(qū)，每個觀察區(qū)進行連續(xù)的4個放大倍數(shù)SEM圖像拍攝，分別為×200、×300、×500和×800，觀察不同放大倍數(shù)下黃土孔隙結構的特征。然后利用ImageJ軟件對掃描電鏡圖像進行處理，并進行定量統(tǒng)計分析。

1.4 ImageJ軟件分析

利用ImageJ軟件處理掃描電鏡圖像首先要選擇一個合適的閾值。閾值的選擇十分重要，直接影響黃土各種參數(shù)的確定。當選取某一閾值時，像素的灰度值大于該閾值時，該像素默認為黃土顆粒，小于等于該閾值時則默認為顆粒間的孔隙。因此假設黃土顆粒的填充率為n′，孔隙率為n，可得(Cui et al.，2013)：

n+n′=1

在閾值的選取之前，觀察不同的閾值條件下ImageJ軟件對黃土孔隙提取的影響。這里我們將圖片的灰度值變化范圍0～255 十等分，以分割節(jié)點為閾值，即0、0.1、0.2、……、1.0，觀察其對掃描電鏡照片中孔隙提取的影響。由觀察可知隨著選取的閾值的增大，孔隙百分含量越高(圖2)。

圖2 不同閾值條件下黃土微觀結構參數(shù)的圖片

對于閾值的選取，有多種方法，人工調(diào)整選取，反演計算，利用灰度值的峰值位置選取等。通過對比嘗試我們采用Ostu方法獲取掃描電鏡照片的閾值。為了分開圖片的前景和背景，Otsu(1979)提出了一種方法，即假設t作為區(qū)分前景和背景的閾值，整個圖片的平均灰度值為：

ut=ω1×u1+ω2×u2

式中：ω1、ω2為前景和背景像素的百分比；u1、u2為前景和背景的平均灰度值。當差υ2=ω1(u1-ut)+ω2(u2-ut)達到最大值，t就是分割的閾值。我們用該種方法對趙家岸馬蘭黃土孔隙率進行了統(tǒng)計(表1)。ostu方法獲得的孔隙率與實際孔隙率相差不大，誤差多在5%以內(nèi)，實際孔隙率采用壓汞法進行測定。同時發(fā)現(xiàn)低放大倍數(shù)照片的誤差明顯小于高放大倍數(shù)的誤差，因為低放大倍數(shù)條件下掃描電鏡照片的視域更大，范圍更廣，減小了誤差存在的范圍。因此對趙家岸地區(qū)馬蘭黃土的微觀參數(shù)的定量分析主要采用了200倍的照片進行分析。

表1 趙家岸地區(qū)頂部黃土和底部黃土Otsu方法獲取的孔隙度和誤差

2 實驗結果

2.1 壓縮實驗

在不同含水量情況下趙家岸地區(qū)的馬蘭黃土壓縮實驗的孔隙比變化趨勢相近(圖3)?？紫侗仍诤繛?%時降低0.085， 12%時降低0.084， 15%時降低了0.084， 18%時降低了0.103， 21%時降低了0.106。在含水量為18%和21%時黃土的孔隙比減小速度突然增大，尤其是在施加400kPa壓力條件下黃土壓縮變形明顯，由此可確定在含水量增加到液限附近，黃土的微觀結構破壞速度加快，導致孔隙比減小速率加快。

圖3 馬蘭黃土的壓縮曲線

2.2 SEM圖像的定量分析

基于掃描電鏡的觀測，我們將黃土內(nèi)的孔隙分為原生孔隙和次生孔隙。同時根據(jù)孔隙的長軸直徑的大小以及前人的研究結果(Assallay et al.，1997; 王梅， 2010)將原生孔隙分為了3種5類，架空孔隙，包括大架空孔隙、中架空孔隙和小架空孔隙。大架空孔隙相互連通的大孔隙，孔徑>200μm； 中架空孔隙孔徑明顯大于周圍的黃土顆粒，在50～200μm之間； 小架空孔隙，相當于幾個周圍黃土顆粒的大小，孔徑在5～50μm之間。鑲嵌孔隙，小于周圍黃土顆粒的直徑，不易變形，孔徑在0.1～5μm之間； 單元體內(nèi)孔隙，多分布于顆粒間膠結物的內(nèi)部，孔徑<0.1μm。

我們對SEM照片進行了顆粒間的氣孔進行定量提取，處理后的照片如圖4。白色區(qū)域為黃土的顆粒，黑色區(qū)域為顆粒間的氣孔。這里共進行了4組ImageJ分析，原狀黃土、9%含水量壓縮實驗后的黃土、18%含水量壓縮實驗后的黃土和21%含水量壓縮實驗后的黃土。因為由9%～15%時壓縮實驗的壓縮量變化不大，孔隙減小并不十分明顯， 12%含水量和15%含水量的試驗后的樣品沒有進行分析。

圖4 Ostu方法處理后的孔隙分布

圖4a顯示了原狀黃土ImageJ處理后的圖像，能夠很好地反映出黃土的顆粒分布和孔隙特征。考慮到ImageJ軟件處理后存在一定的噪點，文中只統(tǒng)計了大于1μm孔隙的分布情況。盡管孔徑小于1μm的孔隙數(shù)量較多，但是其所占的孔隙面積很小，對統(tǒng)計結果影響不大?；诳紫额愋臀覀儗λ@取的孔隙基本特征進行了分類(表2)。通過分析得到顆粒間總的孔隙累積面積為320182.1μm2。其中大架空孔隙面積為161951.6μm2，占孔隙總面積一半以上。鑲嵌孔隙盡管面積較小，但是孔隙數(shù)量占近。

表2 趙家岸原狀黃土的孔隙分布

含水量為9%壓縮實驗后黃土孔隙的累積面積為109642.8μm2，孔隙面積大幅度減小，其中大架空孔隙所占的面積相比原狀黃土減小明顯，約為8739.227μm2，所占總面積比例降到10%以下，中小架空孔隙隨之減小，減小量沒有大架空孔隙明顯。<5μm的鑲嵌孔隙的面積同樣有所減小，但面積所占百分比也有所增加，孔隙數(shù)量劇增，達到90%以上(表3)。

表3 趙家岸9%含水量黃土的孔隙分布

含水量為18%壓縮實驗后黃土的孔隙的累積面積為104866.3μm2。該組掃描電鏡所拍攝的照片中并未包含大架空孔隙，中架空孔隙面積比9%含水量的樣品持續(xù)減少，小架空孔隙面積有所增加。<5μm的鑲嵌孔隙的面積幾乎沒有什么變化，總體數(shù)量較9%含水量樣品減少(表4)。

表4 趙家岸18%含水量黃土的孔隙分布

含水量為21%壓縮實驗后黃土孔隙的累積面積為102425.7μm2。該組掃描電鏡所拍攝的圖像同樣缺失大架空孔隙，說明此時的大架空孔隙已經(jīng)在壓縮過程中完全受到破壞，轉化為其他孔隙。中架空孔隙比18%含水量的樣品有所減少，小架空孔隙有所增加。<5μm的鑲嵌孔隙的面積幾乎沒有什么變化(表5)。

表5 趙家岸21%含水量黃土的孔隙分布

3 討 論

通過黃土顆粒間孔隙的提取可知趙家岸地區(qū)馬蘭原狀黃土中盡管大、中架空孔隙數(shù)量很少，但是平面面積占到80%以上； 9%含水量的黃土通過壓縮實驗，大架空孔隙面積迅速減小，發(fā)生壓縮轉變?yōu)橹屑芸湛紫逗托〖芸湛紫睹娣e； 18%含水量的黃土通過壓縮實驗大架空孔隙消失，中架空孔隙面積繼續(xù)壓縮，小架空孔隙面積增加； 21%含水量的黃土通過壓縮實驗中架空孔隙面積有進一步壓縮，但是不明顯，小架空孔隙面積持續(xù)增加。

基于不同含水量趙家岸地區(qū)馬蘭黃土的壓縮實驗和孔隙變化的定量分析可知，在壓縮實驗初期顆粒間的壓縮變形主要為彈性變形階段，隨著應力的增大進入塑形變形階段(圖5)。馬蘭黃土中不同類型的孔隙首先破壞的主要是大架空孔隙(bc階段)。顆粒間發(fā)生剪切滑動，大架空孔隙由于黃土顆?？蚣艿钠茐霓D化為其他的小孔隙類型。在cd階段，主要破壞的是中架空孔隙。隨著應力的增大，de階段小的架空孔隙開始破壞，形成鑲嵌孔隙。鑲嵌孔隙相對處于較為穩(wěn)定的狀態(tài)，隨后的應變只是顆粒的轉動定向分布，對孔隙的變化影響不大。但是在水的作用下，黃土孔隙的框架破壞加速，尤其是含水量增加到塑限附近，大、中型架空孔隙會迅速地破壞坍塌。當馬蘭黃土處于飽和的狀態(tài)時，架空孔隙的結構框架在較小的應力下就會發(fā)生大規(guī)模的孔隙壓縮。

圖5 趙家岸地區(qū)馬蘭黃土孔隙的破壞模式

4 結 論

(1)基于ImageJ圖像分析軟件對黃土微觀結構照片進行對比分析，確定采用Ostu方法獲取黃土微觀結構照片的閾值和200倍的最佳放大倍數(shù)。

(2)利用ImageJ軟件對黃土的孔隙特征進行定量分析，獲得了趙家岸地區(qū)原狀黃土在不同條件下的孔隙數(shù)量和孔隙面積的分布特征，發(fā)現(xiàn)大、中架空孔隙為黃土壓縮的主要壓縮區(qū)間。

(3)建立趙家岸地區(qū)馬蘭黃土孔隙破壞模式，以大架空孔隙、中架空孔隙和小架空孔隙的逐步的鏈式破壞為主，并明確了水對孔隙破壞的加速作用。

致 謝感謝匿名審稿人和編輯提出的建設性修改意見，感謝中國地質調(diào)查西安地質調(diào)查中心和中國地質環(huán)境監(jiān)測院給予的項目支持。