0.   引言

受温室效应的影响，过去几十年间地球的平均气温增长0.85℃，且全球变暖的趋势在未来一段时间内将持续加剧^[1-2]。在极端干旱气候影响下，林地、农田和山区土壤大面积失水，从而出现体积收缩和开裂等一系列的工程地质和环境问题^[3-4]。风化土在中国南方各省（如福建、广东和广西等）分布十分广泛^[5]，是花岗岩、玄武岩和泥岩等母岩在自然条件下发生风化分解的产物，在形成过程中产生大量的原生裂隙^[6]。由于南方地区的气候条件普遍具有炎热高温的特点，水分的快速蒸发造成了土体开裂现象^[7]。同时，风化土的物理性质大多具有较高的孔隙比和水敏性的特征，在干旱和强降雨气候条件下容易发生土体收缩和崩解软化^[8]，诱发地基开裂、山体滑坡和崩岗等诸多工程灾害^[9]。当前，针对干燥脱湿引起土体开裂特征和收缩变形的行为描述研究已经取得了丰富的成果，一些学者结合非饱和土力学的观点与收缩曲线探讨了干燥脱湿过程中土体基质吸力和饱和度之间的关联性，并对收缩机理进行阐释^[10-11]。然而现有研究着重关注土体宏观收缩变形特征，对干燥过程中的土体细观裂隙与收缩变形机制的关注较少。

近年来，岩土微观测试技术不断发展，为土体宏观物理、力学行为的机理描述提供了重要的方法基础。在土体开裂研究方面，唐朝生等^[12]利用扫描电镜试验和数字图像处理方法对膨胀土的细观裂隙进行网格划分和定量分析，确定了干燥过程中孔、裂隙的演变模式；刘越等^[13]基于图像数字化技术对残积土的孔隙图像进行二值化处理，发现在水分蒸发的过程中，残积土会因不均匀的收缩而产生张拉应力，加速干缩裂隙的形成和扩张，造成土体结构性损伤；Cheng等^[14]开展压汞试验分析了黏性土孔隙分布受含水率的影响规律，发现随着含水率的降低，土样边缘处首先出现主裂隙，随后子裂隙垂直于主裂隙形成并逐渐延伸。现有研究已对土体干缩开裂规律进行大量试验探究，但对干燥脱湿过程中风化土的开裂机理尚不清楚。因此，采用先进的细微观测试技术对干缩裂隙进行量化分析具有重要意义。

微米级计算机层析扫描（μ-CT）技术因其高分辨率、精确量化和无损探测等优点，被广泛运用于岩土体细微观结构的分析^[15]。随着三维图像重建技术和数值模拟水平的进步，一些学者尝试结合μ-CT扫描的结果与数值软件对岩土体的孔隙分布进行三维量化研究。Taylor等^[16]利用μ-CT成像技术获得了砂土的三维裂隙模型，结合试验结果发现砂土渗透率随孔隙率的增加而提高；杨圣涛等^[17]将草炭土的μ-CT扫描结果进行三维重建，并基于单相渗流模拟计算了土体的渗透率，并得到了恒定压差下土体渗流场的分布特征。姚志华等^[18]针对膨胀土内部裂隙发育的特点，采用高精度CT扫描技术对重塑膨胀土的裂隙网络结构进行探测，发现裂隙的闭合程度与应力状态有关，陈正汉等^[19]采用CT-三轴仪研究了膨胀土和黄土内部裂隙在荷载作用下的演化规律，指出压缩、浸水过程和干湿循环是裂隙演变的重要因素。然而，当前采用CT扫描技术探究干燥气候条件下风化土细观损伤规律的研究较少。

本研究以花岗岩风化土为研究对象，开展μ-CT扫描试验和三维图像重建分析了一次干燥过程中不同脱湿时间下土体开裂特征，并结合收缩试验结果探究了收缩特征的演变规律。研究结果旨在为土体在干燥环境条件下的开裂和收缩机理认识提供重要参考。

1.   试验概况

1.1   试验土样

本研究选用的花岗岩风化土取自广西桂林某天然边坡的坡面。采用探槽取样的方法，在深度为1.5~3.0，3.0~4.5，4.5~6.0 m处采集了花岗岩风化土原状样。参考国家标准GB/T 50123—2019^[20]测定了土体的干密度（ρ_d）、含水率（w）、孔隙比（e）、相对质量密度（G_s）、液塑限（w_L和w_P）等物理性质指标，同时根据X射线衍射试验分析了土体的矿物成分，结果见表 1。由表 1可知，砂质黏土主要由石英、赤铁矿等非黏土矿物和高岭石、伊利石等黏土矿物组成。采用筛析法与密度计法开展颗粒分析试验，获取了如图 1所示的颗粒粒径分布的三元图，根据土体的分类标准，随着埋深的增加，土体的风化程度降低，级配特征由砂质黏土转变为砂质土。本研究采用的实验材料为埋深在3.0 m左右土层的风化土。

表  1  花岗岩风化土的基本土性参数

Table  1.  Basic soil properties of granite weathered soil

密度ρd/ (g·cm-3)	含水率w /%	孔隙比e	Gs	液限wL/%	塑限wp/%	塑性指数Ip	自由膨胀率δef /%	矿物组成/%
								石英	高岭石	伊利石	赤铁矿	云母
1.79	26.5	0.69	2.71	53.4	27.2	26.2	27	37.2	48.2	8.0	5.7	0.9

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图  1  土体颗粒粒径分布的三元图

Figure  1.  Ternary diagram of size distribution of soil particles

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1.2   土样处理

参照GB/T 50123—2019，将原状土样削切成高80 mm、直径38 mm的标准圆柱体。在实验室中对土样进行干燥处理，将土样放在恒温烘箱中，设置温度为40℃，相对湿度为50%。在干燥脱湿过程中对土样采用连续称重法获取土样的质量、含水率与饱和度等指标，结果如表 2所示。可以看出，随着脱湿时间的增加，含水率和饱和度快速下降，经过48 h的干燥脱湿处理，土体的含水状态从饱和转变为稍湿。

表  2  脱湿过程中土体含水状态与参数

Table  2.  Parameters and moisture states of soils during desiccation

土样 编号	时间 t/ h	含水率 w /%	饱和度 Sr /%	含水状态
S1	0	26.50	91.05	饱和
S2	8	21.51	72.74	很湿
S3	24	15.38	48.12	稍湿
S4	48	10.56	23.55	稍湿

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1.3   试验方法

（1）μ-CT扫描试验

不同密度的物质对X射线的吸收能力存在差异，当射线穿透物体时会产生一定程度的衰减。CT扫描利用这一特点，可以对材料的内部组分进行区分，并转换为高分辨率的灰度图像。本研究采用Phoenix V M300型CT扫描仪器进行试验，该仪器由X射线发射源、探测器、扫描平台和计算机系统组成。扫描的最高精度为0.1 μm。试验开始前，先将土样套上隔水薄膜，防止扫描过程中的水分蒸发；然后将土样固定在扫描平台上进行旋转，发射X射线穿透土样；待探测器接收到信号后，由计算机进行分析并生成图像。扫描区域为土样中间部分，高度约为30 mm，灰度图像的空间分辨率约为15 μm。每次扫描前均对扫描区域进行标记，扫描时间为30 min。

（2）收缩试验

首先，对花岗岩风化土的环刀样进行抽真空饱和处理，将饱和样放置在收缩仪的多孔板上，称量试样和多孔板的总质量；在环刀上方安装百分表，记下百分表初始值，此后每隔1~4 h测记录百分表的读数，并称量试样和装置总质量；2 d后，每隔24 h测记百分表读数并称重，直至读数不变；最后取出土样进行烘干，并称干土质量。

2.   试验结果和分析

2.1   三维重建模型

对μ-CT扫描图像中的土体裂隙进行准确提取是后续定量分析的关键。本研究采用AVIZO软件对扫描结果进行三维重建，通过获取三维重建模型实现了土体内部结构的可视化。首先，由μ-CT扫描得到了花岗岩风化土的灰度图，图 2（a）~（c）分别给出了扫描土样的横截面、纵向剖面和三维图像。利用AVIZO软件可以获取不同组分的三维数字化模型，花岗岩风化土内部黏土、石英、铁质胶结物和裂隙的三维重建结果如图 3所示。可以看出原状土中黏土与石英颗粒的体积含量较高，铁质胶结物和孔隙体积相对较低。裂隙在土体中呈片状分布，形成裂隙面，而样品表面的裂隙分布较为稀疏。由此可见，仅对土样表面进行裂隙观察难以反映土体开裂的全貌。

图  2  风化土的二维图像与三维模型

Figure  2.  The 2D image and 3D model of granitic weathered soil

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图  3  花岗岩风化土中不同组分的三维模型

Figure  3.  Different components in granite weathered soil

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为了进一步分析不同脱湿时间孔隙的分布特征，在三维模型中提取了边长为20 mm的立方体，得到了土体的三维裂隙模型，结果如图 4（a）所示。在干燥脱湿过程中，裂隙不断扩张和贯通，逐渐填充了土体内部空间。图 4（b），4（c）所示的是孤立裂隙和连通裂隙模型，可以看出孤立裂隙主要以不规则的球体形式出现，而由图 4（c）可知，连通裂隙主要以不规则的长条样式存在。在初始状态下，连通裂隙的分布较稀疏；经过8 h的干燥脱湿，孤立裂隙和连通裂隙数量和尺寸明显增大；经过24 h的干燥脱湿，形成了贯穿试样的干燥裂隙面；当脱湿时间增至48 h，连通裂隙所占体积继续扩大，连通性进一步增强。

图  4  不同形式的三维裂隙模型

Figure  4.  3D pore models with different forms

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2.2   裂隙体积分布

由μ-CT试验获得的总裂隙率、孤立裂隙率和连通裂隙度计算结果如表 3所示，从表 3可以看出，总裂隙率和连通裂隙度的计算值随脱湿时间的增加而增加。干燥脱湿48 h后总裂隙率从3.03%增至6.68%，增幅为120.5%，连通裂隙度的增幅更为显著，从1.93%增至5.70%，增幅达到了195.3%，而孤立裂隙率在1%上下浮动。三维裂隙计算参数结果表明，连通裂隙是决定土体开裂发展的关键因素。

表  3  基于μ-CT的三维裂隙计算参数

Table  3.  Cracking parameters calculated from μ-CT tests

脱湿时间 t/h	总裂隙含量 $\phi$/%	孤立裂隙含量 ${\phi _{\text{i}}}$/%	连通裂隙含量 ${\phi _{\text{c}}}$/%
0	3.03	1.10	1.93
8	4.10	0.90	3.20
24	5.38	1.05	4.33
48	6.68	0.98	5.70

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等效孔径是表征土体裂隙尺寸变化的重要参数。从三维模型中计算裂隙所占的体素（图形像素对应的基本体积单位）数量，进而获取了不同脱湿时间土体的等效孔径分布，如图 5所示。可以看出R_e分布于10~80 μm的裂隙数量较多，在此范围内的裂隙数量占总裂隙的90.1%，等效孔径超过100 μm的裂隙数量仅占4.7%。不同脱湿时间土样的等效孔径R_e分布具有类似特点，即随着等效孔径增加，裂隙数量先急剧上升，随后逐渐下降，在20~30 μm范围内的裂隙数量达到最大值。随着脱湿时间的增加，不同等效孔径R_e的孔隙均有一定程度的增加。

图  5  不同脱湿时间土样等效孔径分布

Figure  5.  Equivalent pore size distribution of soil samples with different desiccation time

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参考前期研究成果^[15]，基于等效孔径分布将裂隙按体积划分为4个区间：V＜0.001 mm³，0.001 mm³≤V＜0.01 mm³，0.01 mm³≤V＜0.1 mm³和V≥0.1 mm³，分别对应微裂隙、小裂隙、中裂隙和大裂隙。图 6为不同脱湿时间各类裂隙的体积占比。可以看出，原始土样的微、小裂隙的体积占比明显高于中、大裂隙；随着脱湿时间的增加，微、小裂隙体积占比减小，大裂隙体积占比显著增大，而中裂隙体积占比相对稳定，说明中裂隙在脱湿过程中相对不易发生扩张或收缩。经过48 h的脱湿，小裂隙体积占比由45.5%降至29.8%，降幅为34.5%；裂隙体积占比由8.2%增至27.8%，增幅为23.9%。裂隙体积分布结果表明，在干燥脱湿作用下，土体中大量原生裂隙逐渐扩展并连通成裂隙。此外，随着脱湿时间的增加，单位时间内裂隙体积的变化也发生了显著的变化。在干燥脱湿的前8 h，单位时间内微裂隙和大裂隙的体积变化量分别为0.753%，0.738%，脱湿时间为24~48 h时，该值降至0.142%，0.275%，表明随着干燥进行到24 h后，裂隙的扩张速率逐渐下降，最终趋于稳定。根据张虎元等^[21]的研究，在干燥过程中，随着脱湿时间的增加，土体的饱和度降低，空气逐渐进入并填充裂隙，从而改变土体内部的湿度梯度和张力状态，抑制裂隙的进一步扩展。因此，出现了裂隙扩张速率随土体含水率降低而逐渐变缓的现象。

图  6  不同脱湿时间的裂隙体积占比

Figure  6.  Proportions of pore volume at different desiccation time

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2.3   收缩与开裂特征的关系

经过自然风干脱湿过程后的收缩曲线（δ-w曲线）如图 7所示。风化土收缩曲线通常包括3个变化阶段。①正常收缩阶段：线缩率随含水率减降低而上升；②残余收缩阶段：线缩率随着含水率降低的变化速率明显变缓；③零收缩阶段：随着土体含水率持续下降，线缩率基本保持恒定。

图  7  收缩试验结果

Figure  7.  Results of shrinkage tests

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根据收缩曲线确定了花岗岩风化土的4个特征含水率值，饱和含水率w_sat为29.5%，极限线性收缩率δ_m为7.45%，缩限w_s为10.5%，收缩系数$\lambda$为0.201。利用高清摄像机对土样在干燥收缩过程中的表面形态进行拍摄，定量分析获得不同含水率条件下的表面裂隙率R_sc，结果见图 7。可以看出进入线性收缩阶段后，R_sc随含水率下降而快速增加，新生的裂隙不断扩张。随着干燥收缩的持续进行，R_sc的增长速率在含水率降至一定程度时突然趋于平缓。土样在干燥收缩结束后的最终平均表面裂隙率R_sc分别为5.26%，与三维连通裂隙含量（5.70%）较为接近，该结果也进一步证明干燥失水过程促进土体裂隙的发展。

前人的研究表明土体的裂隙演化过程与体积收缩密切相关^[11]。通常情况下，干燥过程中收缩性强的土体易产生大量裂隙。前人的研究表明，当土体含水率接近缩限含水率w_s时，土颗粒的间距最小，土样处于最高密实状态，故在后续干燥中，尽管含水率继续下降，但裂隙网络基本保持稳定，体积收缩趋于极限。从图 7所示的收缩曲线可知，花岗岩风化土的表面裂隙率R_sc在含水率w≤w_s（10.5%）时基本稳定；而当w_s＜w≤w_sat（29.5%），R_sc随着w减小而不断下降，这与μ-CT扫描计算的裂隙含量指标的演化趋势相似。基于以上现象，可以确定当含水率小于缩限时，花岗岩风化土的收缩变形也达到了极限状态。然而，不能简单地认为表面裂隙率越高，土体的体积收缩量越大。究其原因，土体的收缩由竖向和横向收缩两方面组成，表面裂隙率实际上只反映了横向的干缩裂隙，而土体收缩变形在三维空间中具有各向异性的特点。因此，通过表面裂隙率描述土体收缩特性有一定局限性，采用μ-CT扫描获得的三维裂隙预测土体的收缩变形可能具有更好的效果。

相较根据裂隙图像计算的表面裂隙率R_sc在土体收缩特性的预测，μ-CT扫描提供的是土体内部的全体三维图像，包括微观裂隙的分布情况。这使得能够捕捉到土体内部各个方向上的裂隙发展，从而更全面地表征土体的收缩特征。μ-CT扫描具有高分辨率，可以清晰地展示土体内微小的裂隙和细微结构，同时更精细地分析土体内部的各向异性，即土体在不同方向上的裂隙密度、形态和分布情况。通过对三维裂隙的观察，可以综合考虑不同尺度的裂隙对土体收缩变形的影响。μ-CT扫描结果可用于进行定量分析，包括裂隙的数量、形态、分布等参数。通过这些参数的比较，可以更深入地了解土体干缩变形机制。

基本文研究结果，笔者认为有必要深入探索土体在干燥脱湿过程中收缩量与三维裂隙指标之间的量化关系，从而为土体收缩变形的准确预测提供科学指导和理论基础。另外，环境温度是促进裂隙发展与土体收缩的重要因素之一，尤其是温度较高时，土中水分蒸发时间较短，水-土作用方式相对剧烈，土颗粒没有充足的时间进行重排以达到最密实的状态。本研究尚未深入考虑土体发生收缩和开裂的温度效应分析。尽管本研究仅探讨了一次干燥过程中的裂隙发育与收缩特征，但自然界中的土体经历了多次干湿循环，导致了复杂的三维裂隙结构^[22-23]。在后续研究中，计划进一步探讨干湿循环、脱湿温度等因素对裂隙发育与土体性质的影响，以更全面地理解自然条件下花岗岩风化土的开裂行为。

3.   结论

（1）通过μ-CT扫描获得的二维灰度图像进行阈值分割、叠加和三维重建，将土体的三维模型划分为4种介质，包括黏土、石英、铁质胶结和裂隙。初始饱和状态下的土体裂隙发育程度较低；在干燥开裂过程中，土体的裂隙所占空间的体积逐渐扩大。

（2）随着脱湿时间的增加，花岗岩风化土的连通裂隙率大幅提高，孤立裂隙率几乎保持稳定，说明总裂隙的变化主要源自连通裂隙体积的增加，裂隙连通度是决定脱湿过程中裂隙演化趋势的关键因素。

（3）收缩试验过程中的表面裂隙率R_sc主要反映了横向干缩裂隙，未能完全展示土体在三维空间中的收缩变形特性。与之相比，通过μ-CT扫描得到的三维裂隙数据更准确地描绘了土体的实际收缩变形。因此，深入探索土体干燥脱湿过程中收缩特性与三维裂隙的定量关系，及其干湿循环与温度效应是未来研究的重要方向。