文獻(xiàn)解讀|北京交通大學(xué)李旭教授團(tuán)隊(duì)《Journal of Hydrology》：基于核磁共振技術(shù)表征粉質(zhì)黏土在壓實(shí)、飽和及干燥過(guò)程中的孔隙水分布特性

摘要：

土體孔隙水分布（Pore Water Distribution，PWD）為揭示土體抗剪強(qiáng)度、滲透特性及持水能力提供了關(guān)鍵信息。土體的孔隙水分布特征受試樣制備條件（如初始含水率或壓實(shí)度的變化）以及干濕過(guò)程的影響。本文采用核磁共振（NMR）技術(shù)對(duì)上述因素進(jìn)行了研究。通過(guò)數(shù)學(xué)轉(zhuǎn)換，將NMR的T?譜轉(zhuǎn)化為孔隙水分布曲線，從而更加準(zhǔn)確地定量表征不同孔徑范圍內(nèi)孔隙水含量的變化。結(jié)果表明，粉質(zhì)黏土中的孔隙水可劃分為三類：吸附水、集聚體內(nèi)孔隙水和集聚體間孔隙水，其對(duì)應(yīng)的孔徑范圍分別為小于0.05μm、0.05–1.0μm
和大于1.0μm。壓實(shí)度和初始含水率對(duì)土體孔隙水分布的影響表現(xiàn)出明顯差異。對(duì)于非飽和壓實(shí)試樣，孔隙水分布基本不受壓實(shí)度變化的影響，而初始含水率的增加會(huì)促進(jìn)黏土集聚體的形成，從而增大最大持水孔隙半徑并提高集聚體內(nèi)孔隙水含量。對(duì)于飽和壓實(shí)試樣，隨著壓實(shí)度的降低，集聚體間和集聚體內(nèi)孔隙水含量均有所增加；同時(shí)，隨著初始含水率的提高，孔隙水分布形態(tài)由單峰型逐漸轉(zhuǎn)變?yōu)殡p峰型。在土體干燥過(guò)程中，集聚體間孔隙水迅速排出，集聚體內(nèi)主導(dǎo)孔隙水含量先增加后減少，而強(qiáng)吸附水含量始終保持不變?；赮oung–Laplace理論，可以建立累積孔隙水分布曲線與土–水特征曲線（SWCC）之間的系。利用土體干燥過(guò)程中累積孔隙水分布曲線的包絡(luò)線，可對(duì)SWCC進(jìn)行較為準(zhǔn)確的預(yù)測(cè)。

研究背景

土體的孔隙水分布是指孔徑與其對(duì)應(yīng)的孔隙水含量之間的定量關(guān)系，它控制著土體的水力和力學(xué)行為，如抗剪強(qiáng)度、滲透性、壓縮性和持水能力等。當(dāng)前用于測(cè)量土體孔隙結(jié)構(gòu)的方法較多，如壓汞法（MIP）、掃描電子顯微鏡（SEM）以及X射線掃描等，但能夠直接測(cè)量土體孔隙水分布的技術(shù)手段仍然十分有限。例如，對(duì)于非飽和土試樣，并非所有孔隙都充滿水，而MIP技術(shù)測(cè)量的是土體中所有孔隙（包括充水孔隙、非飽和孔隙及干孔隙），因此難以反映真實(shí)的孔隙水分布特征。相比傳統(tǒng)試驗(yàn)方法在刻畫土體孔隙水分布方面的不足，核磁共振（NMR）技術(shù)為此提供了一種良好的解決方案。鑒于NMR技術(shù)能夠捕捉存儲(chǔ)于不同孔徑中的孔隙水，其非常適用于揭示土體孔隙水遷移與重分布的微觀機(jī)制。在非飽和土力學(xué)研究方面，一些學(xué)者利用NMR技術(shù)測(cè)試了土體的T₂曲線，但其討論主要局限于宏觀含水量的變化，未進(jìn)一步分析不同孔隙中的水分分布特征，且未明確區(qū)分孔隙水的具體形態(tài)與類型。

已有研究表明，初始制樣條件和干濕過(guò)程對(duì)土體的水力和力學(xué)行為有顯著的影響。然而，目前尚缺乏關(guān)于孔隙水分布特征如何影響土體宏觀水–力學(xué)行為變化的系統(tǒng)研究。為此，本文采用NMR技術(shù)對(duì)土體孔隙水的遷移與重分布過(guò)程進(jìn)行了系統(tǒng)研究?？紤]到土體吸力與干濕過(guò)程之間的密切關(guān)系，本文同時(shí)采用吸力測(cè)試手段獲取土–水特征曲線（SWCC）。在此基礎(chǔ)上，將孔隙水劃分為吸附水、集聚體內(nèi)孔隙水和集聚體間孔隙水，系統(tǒng)分析了這三類孔隙水在土體壓實(shí)、飽和及干燥過(guò)程中的分布特征，并重點(diǎn)討論了其含量隨壓實(shí)度和初始含水率變化的規(guī)律。最后，提出了兩種基于NMR試驗(yàn)結(jié)果、可用于寬吸力范圍內(nèi)SWCC預(yù)測(cè)的方法。

實(shí)驗(yàn)信息：

1、試驗(yàn)樣品

試驗(yàn)材料為來(lái)自北京市延慶區(qū)的粉質(zhì)黏土，稱為延慶粉質(zhì)黏土，基本物理性質(zhì)見(jiàn)表1。

表1 延慶粉質(zhì)黏土的基本物理特性

2.試樣制備

首先，將土料在105 ℃的烘箱中烘干，并將細(xì)粒土通過(guò)2 mm直徑的篩網(wǎng)篩分，再將干土料放入保鮮袋中冷卻備用。接著，根據(jù)設(shè)定的初始制樣條件計(jì)算干土和水的質(zhì)量，配置濕潤(rùn)土料。然后，使用壓樣模具將濕潤(rùn)土料壓入環(huán)刀的中央，制備壓實(shí)試樣。通過(guò)抽真空飽和法對(duì)壓實(shí)試樣進(jìn)行飽和處理。將飽和試樣置于恒溫恒濕的環(huán)境中自然風(fēng)干，以獲得不同質(zhì)量含水率的非飽和試樣，制備試樣的飽和度見(jiàn)表2。為了消除鐵元素對(duì)核磁共振信號(hào)的干擾，使用內(nèi)徑45 mm、外徑51 mm和高度20 mm的聚四氟乙烯環(huán)刀代替常規(guī)的不銹鋼環(huán)刀。

表2試樣制備方案

3.持水特性試驗(yàn)

由于細(xì)粒土的吸力變化范圍寬廣，采用聯(lián)合壓力板法、接觸式濾紙法和WP4C露點(diǎn)水勢(shì)儀法獲得土?水特征曲線，見(jiàn)圖1。

4.核磁共振試驗(yàn)

為了克服儀器本身磁場(chǎng)非均勻性的影響，核磁共振通常采用CPMG脈沖序列來(lái)施加射頻脈沖。使用CPMG序列可以獲得核磁信號(hào)隨時(shí)間變化的曲線，即CPMG曲線。通過(guò)對(duì)CPMG曲線進(jìn)行傅里葉變換，可以獲得T₂分布曲線。T₂分布曲線下方的峰面積（核磁信號(hào)的累加總量，無(wú)量綱）表示對(duì)應(yīng)T₂時(shí)間范圍內(nèi)的含水量，進(jìn)而可以推導(dǎo)出土體中的孔隙水含量信息。

本試驗(yàn)采用中國(guó)紐邁公司生產(chǎn)的低場(chǎng)核磁共振分析儀，型號(hào)為MesoMR23-060H-I。該儀器的永久磁場(chǎng)強(qiáng)度為0.5 T（特斯拉），為確保主磁場(chǎng)的均勻性和穩(wěn)定性，磁體的溫度長(zhǎng)期維持在32±0.01 ℃，探頭線圈的直徑為60 mm。在試驗(yàn)中，飽和試樣以及經(jīng)過(guò)接觸式濾紙法養(yǎng)護(hù)后的非飽和試樣被放置在核磁共振分析儀中，以測(cè)量其T₂分布曲線，見(jiàn)圖1。由于細(xì)粒土在干燥過(guò)程中會(huì)發(fā)生體積收縮，試驗(yàn)結(jié)束后，采用液體體積置換法測(cè)量試樣的體積，進(jìn)而計(jì)算得到試樣的孔隙比。

圖1 核磁共振-持水特性試驗(yàn)流程示意圖

數(shù)據(jù)處理：

1. 從核磁數(shù)據(jù)中提取孔隙水分布曲線

圖2(a)表示了壓實(shí)度為80 %、初始含水率為16.5 %的飽和試樣的T₂譜圖。圖中橫坐標(biāo)為T₂弛豫時(shí)間，縱坐標(biāo)為核磁信號(hào)幅度。T₂分布曲線下的面積對(duì)應(yīng)相應(yīng)T₂時(shí)間范圍內(nèi)的含水量。然而，由于T₂時(shí)間難以定量反映孔徑大小，且核磁信號(hào)幅度缺乏明確的物理單位，導(dǎo)致在使用這兩個(gè)物理量去定量表征孔徑和孔隙水含量時(shí)會(huì)存在物理概念模糊的問(wèn)題。因此，有必要將這兩個(gè)物理量進(jìn)行轉(zhuǎn)換，即將T₂時(shí)間轉(zhuǎn)換為孔徑、將核磁信號(hào)幅度轉(zhuǎn)換為常用的含水率。

T₂時(shí)間與孔隙半徑r之間的轉(zhuǎn)換需要確定土體的孔隙水形態(tài)系數(shù)C_r：

式中，C_r為孔隙水形態(tài)系數(shù)，μm/ms。

對(duì)飽和土分別開(kāi)展NMR和壓汞（MIP）試驗(yàn)，獲得了兩條累積孔隙體積分布曲線。通過(guò)Excel規(guī)劃求解結(jié)果，延慶粉質(zhì)黏土的C_r值約為0.11 μm/ms。將該值代入到公式（1）中，即可將T₂時(shí)間轉(zhuǎn)換為孔隙半徑r。

通過(guò)公式（2），可以計(jì)算給定孔徑的孔隙水體積，從而與信號(hào)幅度建立聯(lián)系：

式中，A_i為某一T₂時(shí)間對(duì)應(yīng)的核磁信號(hào)幅度；m_w為試樣中孔隙水的質(zhì)量，g；m_s為濕土試樣的總質(zhì)量，g；m_d為干土試樣的質(zhì)量，g；ρ_w為水的密度，取為1.0 g/cm³。

為了更好地比較不同壓實(shí)度試樣的孔隙水含量，使用公式（3）計(jì)算歸一化孔隙水體積，即每克干土中的孔隙水體積：

式中，V_n為歸一化孔隙水體積，ml/g，其值等同于質(zhì)量含水率。

使用公式（1）和公式（3），可以將核磁共振T₂譜圖（圖2(a)）轉(zhuǎn)換為孔隙水分布曲線（圖2(b)）。需要說(shuō)明的是，由于核磁共振技術(shù)探測(cè)的是試樣中的氫原子核，飽和試樣的孔隙水分布曲線實(shí)際上就是孔徑分布曲線。

在圖2(b)中，優(yōu)勢(shì)孔隙半徑（r_dom）指的是最大孔隙水體積對(duì)應(yīng)的孔隙半徑，對(duì)應(yīng)于主峰；次峰孔隙半徑（r_s）指的是第二個(gè)峰值對(duì)應(yīng)的孔隙半徑，對(duì)應(yīng)于次峰；最大持水孔隙半徑（r_max）指的是孔隙水分布曲線上孔隙水體積不為零時(shí)對(duì)應(yīng)的最大孔隙半徑。

圖2 將T₂譜圖轉(zhuǎn)換為孔隙水分布曲線

2 孔隙水分布的概念模型

通過(guò)靜態(tài)壓實(shí)法制備的試樣通常表現(xiàn)出兩種類型的孔隙：集聚體間孔隙和集聚體內(nèi)孔隙。集聚體間孔隙的尺寸通常大于集聚體內(nèi)孔隙的尺寸，如圖3(a)和(b)所示。

在黏土顆粒表面，分子的極性導(dǎo)致雙電層的形成。雙電層由黏土礦物表面的永久性負(fù)電荷和周圍溶液中的反離子組成，包括緊密層（內(nèi)層）和擴(kuò)散層（外層），如圖3(c)所示。在緊密層中，數(shù)層水分子緊密吸附在黏土顆粒表面上，形成了一層很薄的水膜，稱為吸附水。在擴(kuò)散層中，反離子不僅受到電荷作用，還傾向于擴(kuò)散到外部溶液中，擴(kuò)散層中的水可歸入到集聚體內(nèi)孔隙水。在緊密層中，主要由范德華力控制土的基質(zhì)勢(shì)，可通過(guò)公式（4）進(jìn)行量化：

式中，μ(h)為土的基質(zhì)勢(shì)，J/m³；A_H是哈梅克常數(shù)，通常取-6×10^-20 J；h為吸附水膜的厚度，nm。在粉質(zhì)黏土顆粒表面上的吸附水膜假設(shè)是由三層水分子組成，每一層水分子的厚度約為0.3 nm。因此，吸附在土顆粒表面水膜的厚度約為1.0 nm。將h=1.0 nm代入到公式（4）中，計(jì)算得到土的基質(zhì)勢(shì)約為3183 J/m³。

在非飽和狀態(tài)下，吸附水賦存的孔隙半徑r與基質(zhì)勢(shì)μ(r)之間的關(guān)系可以通過(guò)廣義的Young-Laplace方程來(lái)描述：

式中，T_s為表面張力，在試驗(yàn)環(huán)境為20 ℃的條件下，其值等于72.75 mN/m；θ_w為固?液接觸角，為了簡(jiǎn)單起見(jiàn)，通常取0 °。

將基質(zhì)勢(shì)μ(r)=3183 J/m³代入到公式（5）中，計(jì)算得到孔隙半徑r約為0.05 μm，即吸附水賦存于孔隙半徑小于0.05 μm的孔隙中。

綜合上述研究結(jié)果，粉質(zhì)黏土中的孔隙水可分為三類：集聚體間孔隙水（賦存于孔隙半徑大于1.0 μm的孔隙中）、集聚體內(nèi)孔隙水（賦存于孔隙半徑在0.05 μm到1.0 μm之間的孔隙中）和吸附水（賦存于孔隙半徑小于0.05 μm的孔隙中）。三種類型孔隙水在飽和試樣的孔隙水分布曲線中的劃分結(jié)果如圖3(d)所示。

圖3 孔隙水分布模型的概念草圖

試驗(yàn)結(jié)果分析與討論：

1 土體在壓實(shí)、飽和及干燥過(guò)程中的孔隙水分布演化規(guī)律

1.1 非飽和壓實(shí)試樣的孔隙水分布曲線

圖4(a)表示了在最優(yōu)含水率但不同壓實(shí)度條件下非飽和壓實(shí)試樣的孔隙水分布曲線。從圖中可以看出，非飽和壓實(shí)試樣中的孔隙水主要儲(chǔ)存在孔隙半徑為0.005 μm~0.35 μm的孔隙中，孔隙水類型為吸附水和集聚體內(nèi)孔隙水，而集聚體間孔隙（孔隙半徑大于1.0 μm）為干燥孔隙。這表明試樣在最優(yōu)含水率下被壓實(shí)不足以使集聚體間孔隙吸收水分，如圖4(b)所示。此外，由于縱坐標(biāo)采用了歸一化的孔隙水體積（每克干土中的孔隙水體積），在不同壓實(shí)度條件下試樣的孔隙水分布曲線幾乎重合，這表明本研究所施加的壓實(shí)應(yīng)力不足以改變非飽和壓實(shí)試樣的孔隙水分布曲線的形態(tài)。

圖4(c)表示了在相同壓實(shí)度但不同初始含水率條件下非飽和壓實(shí)試樣的孔隙水分布曲線。從孔隙水分布來(lái)看，隨著初始含水率的增加，孔隙半徑在0.05 μm到1.0 μm之間的曲線向右上方移動(dòng)，而孔隙半徑小于0.05 μm的曲線保持不變。這表明，不同非飽和壓實(shí)試樣中的吸附水已達(dá)到飽和，初始含水率的增加不會(huì)改變吸附水的含量，而集聚體內(nèi)孔隙水含量隨著初始含水率的增加而增加（主峰值增加）。從圖中不同初始含水率下非飽和壓實(shí)試樣的表面照片可見(jiàn)，初始含水率高于最優(yōu)含水率的試樣表面顯示出大量黏土集聚體，試樣的表面不均勻。此外，對(duì)于不同初始含水率的非飽和壓實(shí)試樣，其集聚體間孔隙均為干燥孔隙。這表明，通過(guò)靜態(tài)壓實(shí)法制備的非飽和壓實(shí)試樣，其集聚體間孔隙是無(wú)法吸收水分的，這部分孔隙需要通過(guò)飽和的方式才能吸水。

圖4 非飽和壓實(shí)試樣的孔隙水分布

1.2 飽和壓實(shí)試樣的孔隙水分布曲線

1.2.1 壓實(shí)度的影響

由于飽和壓實(shí)試樣中所有孔隙均充滿水，通過(guò)核磁共振技術(shù)獲得的孔隙水分布曲線可以表征土體的孔徑分布。圖5表示了在最優(yōu)含水率但不同壓實(shí)度條件下飽和壓實(shí)試樣的孔隙水分布曲線。不同壓實(shí)度條件下飽和壓實(shí)試樣的孔隙水分布均表現(xiàn)出明顯的雙峰特性，其主峰孔隙半徑約為0.13 μm，次峰孔隙半徑約為3.0 μm。當(dāng)壓實(shí)度為100 %、95 %、90 %、85 %和80 %時(shí)，對(duì)應(yīng)的最大持水孔隙半徑分別為9.4 μm、12.0 μm、23.0 μm、37.4 μm和116.0 μm。隨著壓實(shí)度降低，最大持水孔隙半徑不斷增大。從孔隙水分布來(lái)看，吸附水含量不受壓實(shí)度變化的影響，表明吸附水不會(huì)受到外部作用力的影響，緊密地吸附在黏土顆粒表面；而集聚體內(nèi)孔隙水含量和集聚體間孔隙水含量（分別對(duì)應(yīng)于主峰和次峰）隨著壓實(shí)度降低而增加，引起孔隙水分布曲線向上移動(dòng)。

圖5 不同壓實(shí)度條件下飽和試樣的孔隙水分布

1.2.2 初始含水率的影響

圖6表示了在相同壓實(shí)度但不同初始含水率條件下飽和壓實(shí)試樣的孔隙水分布曲線。隨著初始含水率的增加，吸附水含量保持不變，集聚體內(nèi)的優(yōu)勢(shì)孔隙水含量顯著增加。從特征孔徑來(lái)看，隨著初始含水率增加，次峰孔隙半徑和最大持水孔隙半徑不斷增大，而優(yōu)勢(shì)孔隙半徑保持不變?？紫端植记€的形態(tài)隨著初始含水率的增加，從單峰逐漸演化為雙峰。

從圖6中不同初始含水率下飽和壓實(shí)試樣的表面照片可見(jiàn)，與初始含水率較高的飽和壓實(shí)試樣相比，初始含水率較低的試樣表面更加均勻。這是因?yàn)樵诔跏己瘦^低時(shí)，黏土顆粒尚未大量聚集形成明顯的黏土集聚體。隨著初始含水率的增加，黏土顆粒逐漸聚集，形成雙峰的孔隙水分布。當(dāng)初始含水率超過(guò)土的塑限并接近液限時(shí)，黏土集聚體的數(shù)量迅速增加，導(dǎo)致集聚體間出現(xiàn)明顯的微裂隙，試樣表面變得不均勻。

圖6 不同初始含水率條件下飽和試樣的孔隙水分布

1.3 干燥過(guò)程中土體的孔隙水分布演化規(guī)律

在土體干燥過(guò)程中，孔隙水分布的演化行為可分為兩個(gè)階段進(jìn)行討論：在第一階段，如圖7(a)所示，集聚體間孔隙水含量（次峰）迅速減少，而集聚體內(nèi)的主峰孔隙水含量卻增加。主峰孔隙水含量的增加可能與土體在初始干燥過(guò)程中孔隙水的重分布有關(guān)。具體而言，在初始干燥過(guò)程中，氣體逐漸進(jìn)入土體孔隙，水?氣彎月面最先在集聚體間孔隙中形成，集聚體間孔隙水逐漸被氣體取代，導(dǎo)致集聚體間孔隙水呈現(xiàn)出不連續(xù)的分布狀態(tài)，改變了孔隙水的幾何形態(tài)。這部分處于不連續(xù)狀態(tài)下大孔隙中的水可能會(huì)被核磁共振設(shè)備探測(cè)為較小孔隙中的水。因此，主峰孔隙水含量會(huì)出現(xiàn)上升的現(xiàn)象；在第二階段，如圖7(b)所示，隨著飽和度的降低，孔隙水分布曲線下方的面積逐漸減少，此時(shí)集聚體間孔隙水已完全排盡，排出的水主要為集聚體內(nèi)孔隙水，吸附水含量基本保持不變。此外，當(dāng)飽和度降低至33.7 %時(shí)，孔隙水分布曲線向左偏移。這是由于粉質(zhì)黏土試樣在干燥過(guò)程中發(fā)生體積收縮，從而引起土體孔徑逐漸減小。

(a)階段一

(b)階段二

圖7 土體在干燥過(guò)程中孔隙水分布的演化

2 基于累積孔隙水分布曲線的土?水特征曲線預(yù)測(cè)

將土體孔隙想象為一束具有不同孔徑的圓柱形管道，不同大小的孔隙中賦存的孔隙水體積不同。將每克干土中的孔隙水體積定義為孔隙水分布函數(shù)f(r)。函數(shù)f(r)dr表示孔徑在[r, r+dr]范圍內(nèi)的孔隙水體積。假設(shè)孔隙間是連通的，質(zhì)量含水率w與孔隙水分布函數(shù)之間的微分關(guān)系可以通過(guò)公式（6）表示：

對(duì)公式（6）進(jìn)行積分，可以得到孔隙水分布函數(shù)與質(zhì)量含水率之間的關(guān)系：

根據(jù)毛細(xì)管張力理論，土體在干燥過(guò)程中，基質(zhì)吸力依次為ψ₁、ψ₂、ψ₃ … ψ_n（ψ₁<ψ₂<ψ₃< … <ψ_n），對(duì)應(yīng)于孔隙半徑為r₁、r₂、r₃…r_n（r₁>r₂>r₃>…>r_n）中的孔隙水依次排出，基質(zhì)吸力ψ與孔隙半徑r的關(guān)系滿足Young-Laplace方程：

將公式（1）代入到公式（8）中：

將公式（1）代入到公式（7）中：

將公式（9）代入到公式（10）中，可以建立土?水特征曲線和累積孔隙水分布曲線的聯(lián)系：

基于土體的累積孔隙水分布曲線，提出了兩種土?水特征曲線的預(yù)測(cè)方法：

（1）第一種方法不考慮土體在干燥過(guò)程中的體積收縮，即假設(shè)孔隙結(jié)構(gòu)保持不變，僅考慮孔隙水分布。在該假設(shè)下，利用飽和壓實(shí)試樣的累積孔隙水分布曲線便可預(yù)測(cè)土?水特征曲線，這種方法稱為飽和土累積曲線法。

（2）第二種方法考慮土體在干燥過(guò)程中的體積收縮和孔隙水的重分布。當(dāng)吸力達(dá)到給定吸力值（ψ_i）時(shí)，大于T_2i中的孔隙水全部被排出，排水孔隙發(fā)生干燥收縮?？紫栋l(fā)生收縮變形后，土中剩余的孔隙水重新分布，反映在吸力為ψ_i對(duì)應(yīng)的非飽和試樣的累積孔隙水分布曲線中。也就是說(shuō)，在干燥過(guò)程中，各非飽和試樣的累積孔隙水分布曲線的包絡(luò)線即為實(shí)際的土?水特征曲線，這種方法稱為非飽和土包絡(luò)線法。

基于測(cè)量得到不同初始條件下粉質(zhì)黏土的土?水特征曲線，對(duì)飽和土累積曲線法和非飽和土包絡(luò)線法的預(yù)測(cè)效果進(jìn)行對(duì)比，采用歸一化誤差平方和（SSE）評(píng)估預(yù)測(cè)的精度，見(jiàn)圖8。從對(duì)比結(jié)果中可以看出，兩種方法均能較好地預(yù)測(cè)不同初始條件下粉質(zhì)黏土的土?水特征曲線，其中非飽和土包絡(luò)線法的預(yù)測(cè)精度更高。

圖8 基于NMR累積孔隙水分布曲線的土?水特征曲線預(yù)測(cè)

本文結(jié)論：

本章主要通過(guò)核磁共振技術(shù)研究了非飽和土孔隙水分布的演化規(guī)律，并結(jié)合吸力測(cè)量結(jié)果，探討了土?水特征曲線與累積孔隙水分布曲線之間的內(nèi)在聯(lián)系，得到主要結(jié)論如下：

（1）提出了一種孔隙水分布的概念模型。壓實(shí)粉質(zhì)黏土中的孔隙水可分為吸附水、集聚體內(nèi)孔隙水和集聚體間孔隙水三種類型，分別儲(chǔ)存在孔隙半徑小于0.05 μm、孔隙半徑位于0.05 μm~1.0 μm和孔隙半徑大于1.0 μm的孔隙中。

（2）對(duì)于非飽和壓實(shí)試樣，孔隙水分布曲線不隨壓實(shí)度變化，表明壓實(shí)應(yīng)力不足以改變壓實(shí)試樣中孔隙水分布曲線的形態(tài)；初始含水率的增加會(huì)促進(jìn)了黏土集聚體的形成，導(dǎo)致最大持水孔隙半徑和集聚體內(nèi)孔隙水含量增加。對(duì)于飽和壓實(shí)試樣，集聚體內(nèi)孔隙水含量和集聚體間孔隙水含量會(huì)隨著壓實(shí)度的降低而增加，但吸附水含量保持不變。

（3）在土體干燥過(guò)程中，集聚體間孔隙水迅速排出，集聚體內(nèi)的主峰孔隙水含量先增加后減少，而吸附水含量保持不變。由于黏土顆粒的存在，土體在干燥過(guò)程中發(fā)生體積收縮，導(dǎo)致孔隙水分布曲線向小孔徑方向偏移。

（4）基于核磁共振試驗(yàn)獲取的累積孔隙水分布曲線，提出了飽和土累積曲線法和非飽和土包絡(luò)線法，用于預(yù)測(cè)寬吸力范圍內(nèi)的土?水特征曲線。結(jié)果表明，兩種方法均能較好地預(yù)測(cè)不同初始條件下粉質(zhì)黏土的土?水特征曲線，其中非飽和土包絡(luò)線法的預(yù)測(cè)精度更高。

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參考文獻(xiàn)

[1] Zhao, Y. X., Wu, L. Z., Li, X*. (2024). NMR-based pore water distribution characteristics of silty clay during the soil compaction, saturation, and drying processes. Journal of Hydrology, 636, 131240.