弱胶结砂岩水岩作用机制——以庆阳北石窟为例

张景科, 刘 盾, 马雨君, 张 瀚

(1. 兰州大学 土木工程与力学学院, 甘肃 兰州 730000; 2. 兰州大学 西部灾害与环境力学教育部重点实验室, 甘肃 兰州 730000; 3. 中铁第一勘察设计院集团有限公司, 陕西 西安 710000)

中国石窟是中华文明与佛教文化交流融合孕育出的璀璨结晶.由于砂岩具有硬度较低、分布广泛、易于雕刻的性质,在中国南北石窟的营造过程中被广泛选用为天然建筑材料；但因砂岩在沉积成岩过程中所处环境不同,不同区域砂岩内部结构及矿物成分存在显著差异,而以庆阳北石窟寺为代表的陇东石窟群所选用的弱胶结砂岩呈现出结构松散、孔隙率高、胶结物含量低的特性,当其遭受地下水、大气降水、凝结水作用时更易破坏,从而产生了很多不可逆的风化,对科学有效的保护提出了极大挑战.

水岩作用是水与岩石两个系统在特定温度条件下,以物理、化学、力学等作用方式为纽带而发生的相互作用[1],在这个过程中岩石矿物组成、结构构造等性质改变,从而产生劣化效应.当前对于水岩作用的劣化机理研究主要从孔隙结构演变规律[2-3]、宏观物理性质衰减特性[4]、力学指标的劣化模式、本构模型的推导[5-8]、水分迁移规律[9]等几方面展开的,但由于水岩作用是一个多因素耦合作用的过程,从单个角度入手难以系统获取劣化过程中的全部信息,基于此, Zhang等[10]和Khanlari等[11]从宏观物理性质、微观结构、矿物成分演变等多尺度入手,系统地评价水岩作用机理,但不同尺度之间的内在联系尚未明确阐述.

此外,由于环境温度的不同,水岩作用的机理亦有很大差异,当前学界普遍将其分为干湿循环、冻融循环.其中冻融循环作用是中国北方地区砂岩劣化的主要原因,当前对于岩石在冻融条件下颗粒之间应力产生的原因,国内外学者普遍认为一方面由于孔隙中水结晶膨胀致使体积增大9%而产生的[12],另一方面是在结晶过程中内部水向冰结晶处迁移所导致的[13].在此认识的基础上，贾海梁等[14]引入疲劳损伤的理论,分别针对高、低周期荷载情况下损伤机理进行归纳总结,并结合试验结果予以佐证.而在实际情况中由于孔径分布与孔隙连通情况不同，上述机制亦有主次之分,且在实际情况中温度场对于样品内部水分迁移方式的影响是难以忽略的;Ruedrich等[15]和Park等[16]发现对于绝大多数岩石,在冻融循环前期劣化效应极为微弱,而随着循环的持续进行劣化效应显著增强,岩石在劣化过程中的阶段性特征明显.

干湿循环对岩石的破坏主要是通过浸润作用削弱矿物颗粒间的联系,从而使其强度降低.文献[17-19]的相关研究结果表明,相较于干燥状态,岩石在饱和状态下水对其起到了一定的软化作用,其抗压强度、抗拉强度、弹性模量等力学参数均出现不同程度的降低.刘新荣等[20]发现在干湿循环作用下泥质砂岩颗粒接触网络产生断裂,宏观上表现为泥质砂岩强度的降低,并总结出砂岩在干湿循环作用下破坏的三个阶段;但现有研究往往把软化效应归结于胶结物特性和孔隙水渗流冲刷的影响,并未深入探究颗粒结构的演变规律,而对于弱胶结砂岩来讲,后者往往更为关键.文献[21-22]依据颗粒耦合关系将弱胶结砂岩分为4类,并定义为“连锁结构”,发现随着颗粒耦合关系逐渐紧密复杂,抗剪强度有明显提升.文献[23-24]引入了CT断层扫描技术,对砂岩在干湿循环条件下宏观劣化效应与细观微裂隙发育联系在一起,并以损伤系数将岩石劣化定量化评价.

当前学术界普遍认为温度、湿度交替变化是水岩作用的主要作用形式,本文选取庆阳北石窟砂岩作为研究对象,于室内设置冻融循环、干湿循环两组单因素试验,通过宏观、细观、微观等不同尺度的检测手段,综合阐释庆阳北石窟弱胶结砂岩的水岩作用机制,为今后区域内相关研究提供必要的基础资料,并为庆阳北石窟抢险加固工程提供可靠的理论依据.

1 试验方案

1.1 区域赋存环境

陇东地区位于内陆中纬度地带,属于温带大陆性气候,四季分明,年平均大气温度、相对湿度分别为11.58 ℃,70.96%,气温在1月达到最低值,之后便开始上升,至7月达到最高值,继而降低;相对湿度主要分布于20%～90%,在4月、11月分别达到最低、最高值;区域内降雨主要集中于夏季,短时间内有大到暴雨,年平均降水量约为560 mm,域内地下水、地表水、大气降水的pH为7～8,均呈弱碱性.

陇东地区地处鄂尔多斯盆地西南角,区域内白垩系之前的地层多见于地质构造带附近,而受区域内水系冲刷作用影响,白垩系砂岩呈条带状沿河道两侧出露,其中罗汉洞组(K1lh)为砂黄色,属于细粒长石岩屑砂岩,颗粒之间仅有少量白云石充填,而中间夹有象牙白色细层,属于灰质中-细粒岩屑砂岩,粒间孔隙被方解石充填;二者均胶结较弱、结构松散，属于弱胶结砂岩.正是由于白垩系岩层硬度较低、易于凿刻且兼具地层平缓、分布广泛的特点,为陇东石窟群的营造提供了理想的天然材料,其中规模最宏大、价值最高的庆阳北石窟寺开凿于蒲河北岸二、三级阶地上(图1).

图1 庆阳市石窟分布地质图

北石窟寺建造于海拔1 042～1 057 m的下白垩统罗汉洞组(K1lh)砂岩之上,属于河湖相沉积,沉积韵律明显,因而地层在1 042～1 044 m和1 047～1 057 m高度处产状分别为220°∠5°,230°∠8°,平缓均匀近似水平,仅在高度为1 044～1 047 m处发生倾转,有斜层理发育,产状由100°∠15°逐渐过渡到115°∠37°,顺层理面数条裂隙连通发育(图2).

图2 庆阳北石窟寺地层剖面图

本试验所用砂岩均取自窟区西侧100 m基岩裸露处,通过现场调查发现造像中间夹杂的象牙白色细层砂岩差异劣化特征显著,故而本试验选用象牙白色细层砂岩率先开展研究.

1.2 样品概况及制备

岩样为白垩纪细粒长石岩屑砂岩,主要由陆源碎屑物、岩屑及胶结物构成,分选中等,以细砂为主,部分中砂,未见明显层理和颗粒定向排列;颗粒之间为点接触式泥质胶结,疏松多孔,致密度极低(图3),利用image J对样品单偏光显微照片分析可得,样品粒径主要区间为100～500 μm(图4),孔径区间为10～400 μm(图5).陆源碎屑物包括石英(Qtz)、斜长石(Pl)、正长石(Or)、白云石(Dol)、岩屑(R)等,而胶结物则以高岭石(Kln)、伊利石(Ill)为主,黏土矿物在颗粒之间呈薄膜状包裹主颗粒,此外亦有少量白云石胶结,样品基本性质见表1.

图3 初始岩样正交偏光图

图4 初始岩样粒径分布

图5 初始岩样孔径分布

表1 砂岩基本物理性质及物质成分

制备的岩样取自无原生节理、裂隙的整块岩石,参照工程岩体试验方法标准(GB/T50266—2013),采用水钻法垂直于岩层方向切为直径5 cm、高5 cm的圆柱形岩样.冻融循环、干湿循环的每个梯度均设置4块平行岩样,共计8块.每组1～3号样品用于日常指标的检测(试验所用数据均为样品平均值),4号样品用于定期破坏进行成分检测,岩样编号见表2.

表2 室内劣化试验样品编号

1.3 试验设备

主要仪器有101-3SB型电热恒温干燥箱,最高温度300 ℃,控温精度±1 ℃;DW-40型低温试验箱,最低温度可达-40 ℃,控温精度±2 ℃;JJ1000Y型电子天平,最大量程200 g,精度±0.01 g;RSM-SY5(T)型声波检测仪,声幅准确度≤3%;HYBX-500便携式电子显微镜,500万像素,放大倍率为20～230倍;FIRL T660红外相机,目标温度范围-40 ℃～150 ℃；MagiX(PW2403)X射线荧光光谱仪,测量范围由元素Be到元素U,测量精度0.1%～0.3%;X’Pert PRO型X射线衍射仪,测量范围(2θ)为0°～167°;Apreo S扫描电子显微镜;Brilliance 16螺旋CT机,密度分辨率为0.3%.

1.4 试验设计方案

1.4.1 试验设计思路

本试验是基于北石窟寺造像赋存条件而设定,由于区域内季节性、周期性温湿度差异显著,导致模拟真实环境难度较大,故而本试验采取加速劣化模拟试验.冻融循环试验在参考北石窟寺历史真实温度的基础上适度增加幅度值,参考近10年覆钟山顶温度记录,山顶处温度极端值分别为41 ℃,-16 ℃,考虑到敞开式洞窟温度变化更大,而在夏季午后岩石表面温度甚至达到55 ℃,在冬季岩石表层温度接近-20 ℃.

为了在恒温干燥箱、低温试验箱内模拟岩石表层所达到的极端温度,经测定,需将解融阶段温度定为49 ℃,冻结阶段温度定为-16 ℃,而干湿循环则利用室温条件下浸泡、干燥处理模拟极端条件下的干湿环境.

1.4.2 试验过程

试验开始前,在105 ℃条件下将样品烘干48 h至恒重,待样品冷却至室温后,分别测量冻融循环组、干湿循环组的质量和纵波波速,并进行定点显微拍摄(190倍)及红外拍摄.

由区域内季节性相对温度日变化趋势可知,每日温度从6:00开始上升,在16:00达到峰值,之后开始降低,于次日清晨6:00再次达到日温度最低值,每日温度上升、降低时长分别为10,14 h.故而将冻融循环试验设置为:在105 ℃条件下烘干 48 h,之后对样品浸泡处理,再于-16 ℃条件下冻结,从第一循环开始在每日9:00—19:00放入101-3SB 型电热恒温干燥箱内融解,19:00—21:00在室温条件下放入蒸馏水中浸泡,21:00—次日9:00放入DW-40型低温试验箱中冻结,将此作为一次冻融循环,每4次循环定为一个冻融循环周期,测量质量、纵波波速,并进行定点显微拍摄(190倍)及红外拍摄,每隔5个循环周期选取DL-4表面风化层进行XRD,XRF,SEM等指标检测.

石窟内湿度监测资料显示,历年湿度峰值均出现在夏季,历史最高值为117.3%(超饱和水汽状态下的检测值),冬季湿度偏低,历史最低值为14.8%;根据区域季节性相对湿度日变化规律,9:00湿度达到最高,之后便开始下降,通常在19:00达到最小值,之后逐渐升高.故将干湿循环试验设置为:在105 ℃条件下烘干48 h,之后将样品放入蒸馏水中浸泡,从第一循环开始,在每日9:00—19:00置于室温条件下干燥,19:00—次日9:00放入蒸馏水中浸泡,将此作为一次干湿循环,每4次循环定为一个干湿循环周期,取出测量质量、纵波波速,并进行定点显微拍摄(190倍)及红外拍摄,每隔10个循环周期选取GL-4表面风化层进行XRD,XRF,SEM等指标检测.

2 试验结果分析

2.1 冻融循环试验结果

2.1.1 冻融循环宏观劣化特征

红外热成像技术是无损检测的重要手段,基于样品在图像上各点温度与表面平均温度的差值绘制红外温差等值线图.样品无缺陷时,温差均分布于-0.5～0.5 ℃,可以定性分析缺陷诱发区域,以此作为宏观劣化特征的佐证.通过图6,图7发现,样品DL-1,DL-2和DL-3在初始时刻,均棱角分明,砂岩层理平行,结构致密性中等(图6a,6b,6c),红外图像(图7a,7b,7c)温度沿中轴对称分布,且样品由中轴向边缘逐渐降低,冻融循环在第4周期时(图6d,6e,6f)便顺岩层方向产生裂隙,裂隙进一步发育垂直于岩层方向,从而构成“T”形格局,岩样表面出现细微起伏,字迹略有缺失,在红外图像高(低)温区域聚集于裂隙发育附近(图7d,7e,7f),裂隙的存在使温度等值线发生突变;DL-3在第5周期结束时因裂隙内嵌入冰楔而率先破坏(图6g,7g),DL-2在第8周期时(图6i,7i)已经产生极为明显的内凹,表面字迹模糊不清,在凹陷处温度聚集范围扩大,且与表面平均温度差增加;最终于第10周期时(图6j)下部凹槽不断扩展,致使下部砂岩颗粒以粉状剥落的形式大量丧失,最终导致砂岩结构破坏,红外图像表现为表面粗糙、高温区域呈散点状分布、温度等值线极其不规则(图7j).

图6 冻融循环表观劣化特征

图7 冻融循环红外特征

2.1.2 冻融循环质量损失率

由图8可知,冻融循环质量损失率呈阶段性增加,且裂隙的诱发对质量损失率的快速上升有着控制作用.质量损失率计算公式如下:

(1)

式中:Rs为质量损失率;m0为初始时刻样品质量;mn为第n周期时样品质量.

依据质量损失率随循环周期变化特征可将劣化过程归纳为以下三个阶段:在最初的4个周期,样品无裂隙发育,风化形式为颗粒脱落及内部胶结物流失,质量损失率仅上升2%,第5～8周期,裂隙的发育、扩展对裂隙两侧的颗粒脱落起到加速作用,质量损失率上升至5.14%,第9～11周期,裂隙之间相互切割导致局部呈块状脱落,并进一步形成凹陷,质量损失率剧烈上升达到27.28%.

图8 冻融循环质量损失率与周期的关系

2.1.3 冻融循环纵波波速损失率

纵波波速损失特征可以很好地反映岩石内部的孔隙结构变化特征,波速损失率计算公式如下:

(2)

式中:Rw为波速损失率;c0为初始时刻样品波速;cn为第n周期时样品波速.

由图9可知,冻融循环波速损失率以幂函数型增长,在最初的2个周期,由于颗粒受冻融拉、压应力影响及水分冲刷运移,造成内部弱胶结颗粒脱落,虽然质量损失较少,但岩石内部孔隙结构连通性显著增强,孔隙率上升,纵波波速损失率达到15%；第3～7周期，由于裂隙的发育,岩石内部结构整体性遭到破坏,纵波波速损失率陡增至29.01%；第8～11周期，随着裂隙的扩展,纵波波速损失率继而上升到38.13%.

图9 冻融循环波速损失率与周期的关系

2.1.4 冻融循环表层微观劣化特征

在冻融循环作用下,表层颗粒脱离速率极快,难以对固定区域定期显微拍摄,风化作用对微观结构影响显著,见图10.样品在初始时虽然胶结较弱,但颗粒排列紧凑,孔隙由粒径较小颗粒及胶结物充填,矿物颗粒表面光滑,无明显缺失;在第4周期时,样品处于临“急剧劣化”阶段,可以看出胶结物大量丧失,原本充填于大颗粒之间的矿物颗粒消失不见,样品由大颗粒构成空间骨架结构,粒间孔隙呈串珠状散乱分布于颗粒边缘,孔隙率与初始时刻相比有所增加;随着风化进一步持续,到第8周期时,串珠状分布的孔隙逐渐开始连通,转变为线形包裹颗粒,充填与颗粒间的胶结物及小颗粒愈发减少,孔隙进一步增多；当进行到第11周期,颗粒间孔隙已发育成裂隙,裂隙之间相互切割,初始状态下的排列结构完全破坏,原先充填于颗粒之间的胶结物及小颗粒仅剩少量残留.

图10 冻融循环显微结构

2.2 干湿循环试验结果

2.2.1 干湿循环宏观劣化特征

由图11,图12可知,GL-1,GL-2和GL-3在初始时刻,样品规整、棱角分明(图11a,11b,11c),红外图像显示高温区域分布于中轴两侧,温度向外扩散降低;在第10周期时,与初始时刻相比变化不是很明显,只是在棱角处略有磨圆,岩样表面出现轻微接触的砂岩颗粒(图11d,11e,11f),低温区域呈不规则片状聚集于样品上部(图12d,12e,12f),顺岩层方向不断向高温区域过渡;到达第20周期时,边角处发生小范围局部缺失,变得浑圆,表面颗粒粉化剥落导致字迹模糊不清(图11g,11h,11i),温差与第10周期相比进一步增大(图12g,12h,12i),温度等值线更不规则;在第30周期时,缺陷进一步发生扩展,样品表面砂岩颗粒之间胶结极弱,字迹难以辨认,岩层间差异性凸显,表面产生起伏(图11j,11k,11l,12j,12k,12l).

图11 干湿循环表观劣化特征

图12 干湿循环红外特征

2.2.2 干湿循环质量损失率

由于干湿循环以表面颗粒脱落的形式劣化,依据式(1)计算得干湿循环质量损失率,由图13可以看出,干湿循环质量损失率随循环周期呈正相关,大致以线性递增模式损失,故而在30周期以内劣化速率相对稳定,回归拟合关系式为y=0.54+0.29x(R2=0.95),质量损失率在单循环下大致损失0.29%,在第30周期时,质量损失率上升至10.03%.

图13 干湿循环质量损失率与周期的关系

2.2.3 干湿循环纵波波速损失率

依据式(2)计算得干湿循环波速损失率,由图14可知,干湿循环纵波波速损失率呈波动性缓慢上升,回归拟合关系式为y=0.17x-1.83(R2=0.73).由于干湿循环主要是对孔隙内部细小颗粒冲刷运移,没有贯通裂隙的发育,因而不同于冻融循环出现突异性变化特征,波速损失率呈连续性衰减,但变化幅度较小,至第30周期时波速损失率达到4.54%.

图14 干湿循环波速损失率与周期的关系

2.2.4 表层微观劣化特征

对干湿循环进行定点拍摄(图15),前10周期,颗粒表面光滑圆润,颗粒接触较为紧密；随着干湿循环的继续进行,粒间的胶结物率先受到影响,在第20周期时,部分胶结物及矿物颗粒消失,但表层粒径较大颗粒依旧存在,整体结构未受较大影响；至第30周期时,大多数颗粒已经消失,孔隙呈环状分布于颗粒边缘,颗粒表面变得粗糙,依附有细小颗粒碎裂物,尤其在胶结处更为显著.

图15 干湿循环显微结构

3 水岩作用机制分析

3.1 冻融循环水岩作用机制分析

3.1.1 冻融循环水分迁移方式分析

水对岩石劣化起到了至关重要的作用,在冻融循环过程中,由于岩石内部水分分布的不均匀性,当体积膨胀9%时,水分富集处会率先诱发裂隙的发育[12].图16为岩石在冻结过程中不同时刻温度场分布,初始时刻岩石温度场发生突变,表层温度率先受到影响,陡降到4.8 ℃,而岩石内部温度受影响较慢,故而出现温度由内向外呈同心圆扩散降低的特征.在冻结4 h后(图16b)样品表面平均温度降到-4.7 ℃,由于底板处温度相较环境温度更低,受此影响,温度由高到低分层降低,此时样品内部水分已经开始结冰,且越靠近底板处结晶速度越快,在冻结8,12 h后(图16c,16d)温度梯度划分更为明显,此时表面平均温度分别为-9.8 ℃,-10 ℃,说明在结晶8 h后,样品内水分已基本完成向冰的转化.

图16 冻结条件下不同时刻温度场分布

岩石在快速冻融过程中,体积膨胀理论与静水压理论有很好的适用性[14],将初始时刻样品冻结12 h之后将样品与低温箱接触面定为5 cm处,沿垂直方向以1 cm为间隔均匀切割5份,并测量不同高度区间含水率(表3).由于岩石与空气接触面处受温度影响更为快速,率先开始结冰,因而在0～1 cm及>4～5 cm处含水率分别为11.57%,11.39%;当岩石与空气接触面处孔隙被冰堵塞时,样品内部水分无法顺孔道向外排出,上下表面由于冻结所产生的应力存在差异,未结晶水被驱赶向应力更低一侧,随着结晶位置不断变深,未结晶水量逐渐增多,且不断向上部运移,最终在>1～2 cm,>2～3 cm,>3～4 cm处含水率分别达到11.71%,11.95%,12.12%,呈阶梯型递增,当内部水分完全结晶时,含水率更高处所产生的冻胀应力更大,是缺陷率先发生处.

表3 冻结12 h时不同高度含水率

3.1.2 冻融循环温度作用机制

由红外热成像基本原理可知,当隔热性缺陷(裂隙、凹槽)存在时,受到热激励后会出现高温区域,并且温差大小与裂隙深度之间呈正相关;同理,当导热性缺陷存在时,会出现低温区域[25-27].

由图17可知,DL-2在初始时刻,样品表面平整、均匀,温差在-1～0.8 ℃时呈线性连续降低,且该区间的面积占总面积的95%,若假定温差高于0.8℃时为缺陷区域,至第4周期时宏观表露出来的虽然只是数条裂隙的发育,但在裂隙发育附近,颗粒之间的胶结程度相较于无缺陷处已经大幅降低,缺陷区域已达到10.8%.之后,裂隙处所产生的“冰楔作用”一方面扩大了冻结时的接触面积,另一方面递增了膨胀应力,岩样差异风化由此加剧,至第8周期时片状剥落导致的凹槽开始出现,最大温差也由1.4 ℃增长至2.4 ℃,而缺陷区域从10.8%上升至11.8%,最终当试验进行到第11周期时,缺陷范围及最大温差陡增,分别达到31.3%,3.6 ℃,说明当孔隙结构彻底破坏后,岩石发生结构性失稳,凹槽的继续扩张致使岩石整体性遭受破坏.

图17 DL-2冻融循环不同周期下温差面积分数

3.1.3 冻融循环孔隙变化规律

CT断层扫描技术具有无损、便捷的优势,被广泛应用于岩石细观性能分析中.依据式(3)可以看出CT值可以很好地反映局部单元内的密度.

(3)

式中:ρ,HCT分别为任意分辨单元内岩石的密度和CT值；ρr,HCT,r分别为岩石基质材料的密度和CT值.

分别在初始时刻、冻融循环第10周期对样品烘干后进行CT扫描,扫描间距为1.5 mm,通过对不同高度处切片进行分析,由图18可知,样品初始时刻HCT在B区时仅为1 300左右,致密度大幅降低,因而样品由两个细层构成,虽然宏观上并无明显区别,但内部密实程度却有很大的差异,在0～2 cm及4～5 cm处,HCT在1 350左右波动,而2～4 cm处HCT在1 275～1 350之间呈“U”型连续变化,密度更低、孔隙内充填物更少.

结合表3,图18分析结果,将冻融循环第10周期与初始时刻对比,第10周期时,在高度为0～1.7 cm 处样品已经全部风化,高度在1.7～3 cm 处HCT逐步增加,但明显低于初始时刻.结合含水率随高度分布规律可知,岩样在经过12 h的冻结之后,于>2～3 cm,>3～4 cm处含水率分别达到11.95%,12.12%,均高于样品平均含水率(11.75%),在>3～5 cm处样品HCT与初始时刻近乎吻合,而初始时刻样品内部含水率略低于平均含水率.综上可知,样品缺陷的诱发与含水率呈正相关,而受岩层初始孔隙率影响较小(>2～4 cm处HCT远低于>1～2 cm处),当区域内含水率高于平均含水率时,缺陷开始产生,且拉、压应力最大处率先诱发,而当区域内含水率低于样品平均含水率时,冻融循环影响较弱.此外,在表层0.5 cm内的含水率虽然低于样品平均含水率,但因快速冻结的影响,样品致密性降低,表层颗粒以粉化剥落的形式缺失.

图18 冻融循环CT值均值与高度的关系

3.1.4 冻融循环矿物与化学成分分析

表4,表5分别为冻融循环样品在不同周期下矿物成分、化学元素相对含量.初始时刻样品主要由石英(69.4%)、正长石(7.9%)、斜长石(13.7%)等构成基本骨架,而胶结物则由白云石与黏土矿物(伊利石、高岭石)充填于颗粒周围.随着劣化的进行呈现石英的不断富集及长石、胶结物流失的特征,这是由于受风化作用影响,长石及胶结物内部阳离子(K+,Na+,Ca2+,Mg2+)与水中H+发生置换而不断溶蚀,最终转化为高岭石,而高岭石遇水易分散丧失的性质,导致其难以富集,相比之下,石英性质较为稳定,相对含量随风化进行不断增加.

表4 冻融循环不同周期下矿物成分相对含量(质量分数)Table 4 The mineral components in different cycles of freezing-thawing cycles(mass fraction) %

表5 冻融循环不同周期下化学元素相对含量(摩尔分数)

此外,元素的迁移主要在循环前期完成,在冻融循环第5周期,化学蚀变指数CIA由初始时刻的42.17%陡增至50.22%,之后随着循环的进行增量逐步减小,最终在第10周期时达到51.47%.在冻融循环作用下,孔隙内水分结冰增加了颗粒之间的拉、压应力,由于冰、矿物的热力学性质的差异,胶结物与颗粒之间的接触面成为应力集中区域,导致裂隙的诱发[5],而当冰解冻时,沿连通孔隙的水分运移也不断地冲刷胶结物并带走矿物颗粒.

3.1.5 冻融循环微观结构劣化特征分析

在样品初始时刻(图19a),颗粒内部排列紧密,胶结物充填于颗粒之间;至冻融循环第5周期(图19b),样品处于临“急剧劣化”,相较于初始时刻的致密排列,粒间微裂隙得以发育,尤其受胶结物水解作用影响,其内部裂隙发育更多,颗粒表面光滑,难以在其表面看到方解石等小颗粒附着,在冻融循环第10周期时(图19c),一方面由于胶结物的大量流失使得孔洞的形成以及裂隙的连通,另一方面受水解作用影响长石、白云石颗粒发生碎裂,表面产生新鲜断面,最终在破坏时(图19d),裂隙已经完全连通,颗粒被其分散切割,部分颗粒内部也发育了裂隙,变得破碎不堪.

图19 冻融循环不同阶段内部结构的扫描电镜图片

利用image J图像处理软件对冻融循环不同周期下图像的孔隙累计面积与孔径之间的关系进行分析.由图20可知,在初始时刻样品主要由孔径在4～60 μm的孔隙构成,随着孔隙持续扩展并连通,冻融循环最大孔径在第5周期、第10周期、破坏时分别为109.7,111.4,199.4 μm,孔径位于4～60 μm的孔隙占比由初始时刻的100%逐渐降低至87%,62%,60%,而曲线也由线性逐渐转变为“S”型,孔隙的整体孔径分布逐渐变大.说明随着冻融循环的进行,裂隙的发育、扩展使得原本独立的孔隙连通,进而改变孔隙结构特征,其中大孔径孔隙的出现对岩石孔隙率的上升起到了主导作用.

图20 冻融循环相对面积随孔径变化的累计分数曲线

3.2 干湿循环水岩作用机制分析

3.2.1 干湿循环水分迁移方式分析

干湿循环中水对胶结物则起到了润滑、软化作用,尤其是当黏土矿物存在时,其吸水体积膨胀特性是干湿循环岩石劣化的主导诱因[20].分析岩石在干燥过程中水分分布随时间变化规律(图21)可以看出，虽然样品表面温度随室温有所变化,但表面温差均位于2 ℃以内,可以通过不同时刻表面相对湿度变化情况来分析其内部水分运移方式,样品温度在干燥初始阶段呈对称分布(图21a),表面平均温度为10.5 ℃,受阳光直晒一侧温度高于背阴侧,且低温区域呈水滴状聚集于背阴一侧;干燥4 h后(图21b),表面平均温度略微上升至10.5 ℃,低温区域不断向背阴处聚集,而阳光直晒一侧温度梯度分布更为分散且温度更高,在干燥8 h(图21c),12 h(图21d)之后,表面平均温度分别上升至10.9，11.7 ℃,低温区域逐渐扁平化,内部水分含量逐渐降低，水分分布更为均匀.样品在干燥过程中受毛细吸附及水分蒸发两个过程影响.受阳光直射一侧表层水分与空气直接接触,属于水分蒸发区,率先进行蒸发,之后在压差作用下,水分由背阴侧向阳光直晒侧运移,此外棱角处水分蒸发区面积更大,因而失水速率更快.砂岩受阳光直射一侧及棱角处干湿变化更为剧烈,因而粒间黏土矿物失水收缩所产生拉应力也更大,频繁的应力变化导致黏土矿物等胶结物更容易碎裂流失,进而粉化剥落速率更快,这也与宏观劣化特征中干湿循环棱角处最先遭受劣化的结果相吻合.

图21 干燥条件下不同时刻时温度场分布图

3.2.2 干湿循环温度作用机制

由图22可知,在干湿循环过程中,与初始时刻相比,在分别经历10,20,30个循环周期之后温差均保持在-0.4～0.5 ℃,且曲线变化规律保持一致,在干湿循环过程中没有明显的缺陷发育,但温差在-0.3～0 ℃所占比例逐渐增大,反映出随着劣化的不断进行,由于孔隙不断连通,内部水分更容易扩散、蒸发.

图22 干湿循环不同周期下温差面积分数

3.2.3 干湿循环孔隙变化规律

相较于初始时刻,干湿循环第20,第30周期不同高度处HCT均有所降低(图23),但与冻融循环相比变化更为微弱,虽然样品不同区域内致密程度存在较大差异,但HCT的降低幅度基本保持在10以内,且与初始时刻变化规律保持一致.仅在高度为0～0.5 cm及4.5～5 cm处有较大变化,反映出其距表层0.5 cm以内风化更为剧烈,与干湿循环中样品的表面粉化剥落劣化特性相吻合.

图23 不同循环周期下CT均值与高度的关系

3.2.4 干湿循环矿物与化学成分分析

表6为样品在干湿循环不同周期下矿物成分相对含量.同冻融循环一样,干湿循环也存在着石英的富集与长石、胶结物的流失现象,但是冻融循环在第10周期时,石英质量分数便达到83.3%,而干湿循环在第10周期时仅为75.7%,至第20周期时才达到82.5%,与冻融循环相比,干湿循环损失更为缓慢.在多种矿物中斜长石([(Ca,Na)Al2Si2O8])、白云石[(CaMg(CO3)2]相比正长石[KAlSi3O8]、黏土矿物的损失速率更快,这是由于Ca2+在溶液中的生产速率相较于K+,Na+和SiO2高一个数量级,因此Ca2+,Mg2+变化最大,Na+次之,K+变化最小.

表6 干湿循环不同周期下矿物成分相对含量(质量分数)

由表7可知,在化学元素迁移方面,干湿循环第10周期,化学蚀变指数CIA由初始时刻的42.17%陡增至47.54%,之后随着循环的进行增量逐步减小,至第30周期上升至48.85%.这表明在干湿循环过程中,水对胶结物的软化、冲刷导致了颗粒之间的凝聚力及摩擦系数等力学性质的降低,此外水-岩之间的水解致使孔洞、裂隙的诱发[20],而当黏土矿物存在时,其吸水体积膨胀的特性对上述过程无疑起到了加速作用.

表7 干湿循环不同周期下化学元素相对含量(摩尔分数)

3.2.5 干湿循环微观结构劣化特征分析

在样品初始时刻(图24a),颗粒内部排列紧密,颗粒浑圆完整,表面附着有方解石等填隙物,胶结物充填于颗粒之间.干湿循环第10，20周期时(图24b,24c),矿物颗粒之间的裂隙逐渐变得清晰,与冻融循环劣化相比,颗粒表面没有依附的细小颗粒,矿物表面完整清晰,表明在干湿循环过程中没有发生大量的原有矿物解体,在干湿循环第30周期时(图24d),由于粒间胶结物大量丧失,导致孔洞裂隙加深变宽,整体结构依旧保持完整,但残存的胶结物内部孔洞发育较多而变得支离破碎.

图24 干湿循环不同阶段内部结构的扫描电镜图片

利用image J图像处理软件对干湿循环不同周期下图像的孔隙累积面积与孔径之间的关系进行分析.由图25可知,在初始时刻样品主要由孔径在 3～80 μm 的孔隙构成, 随着孔隙持续扩展并连通,干湿循环最大孔径在第10,20,30周期时分别为129.1,188.3,218.4 μm,但孔径位于3～80 μm孔隙变化较小,由初始时刻的100%,缓慢减小至96%,94%,88%,尤其是小于20 μm的小孔隙变化幅度极低,孔隙扩展主要发生于20～80 μm的孔隙之间,可以看出干湿循环过程中虽然也存在孔隙连通的情况,但孔隙的连通及扩展速率较冻融循环低很多.

图25 干湿循环相对面积随孔径变化的累计分数曲线

4 结 论

1) 在冻融循环的劣化过程中粉化剥落与片状剥落并存,且集中于裂隙发育处;而干湿循环则以砂岩表层粉化剥落为主.冻融循环质量、波速损失率在第11周期时已远高于干湿循环,劣化速率更为显著,而水分运移方式及在不同条件下状态改变是导致冻融循环和干湿循环劣化模式产生的根本原因.

2) 在冻融循环过程中,裂隙对砂岩劣化起到催化加速作用,裂隙的诱发、扩展、切割使冻融循环在劣化过程中呈现阶段性特征,前期裂隙的诱发是后期样品指标大量丧失的预警.并且相较于新裂隙的诱发,裂隙的扩展、切割是孔隙率上升的关键,因而在庆阳北石窟裂隙诱发阶段需要及时采取补救措施.

3) 在干湿循环试验中,粉化剥落呈现持续、连贯的特征贯穿于整个过程,其质量及波速损失率大致以线性增加,虽然也存在孔隙连通的情况,但孔隙的连通及扩展速率较冻融循环低很多.

4) 化学蚀变指数CIA表明钙镁质胶结物的溶解、长石的蚀变以及填隙物的流失是粒间连接力丧失的根本原因.冻融循环胶结成分的流失主要受冻胀引起的拉、压应力影响,干湿循环则以水分的冲蚀为主.且上述过程主要发生在模拟试验前期,但后期持续性疲劳损伤使得砂岩颗粒耦合关系的破坏才是岩石劣化的关键.

5) 试验结果有助于深入了解庆阳北石窟寺砂岩温度、水等不同因素作用下的劣化机理,评判不同因素的作用大小,进而有针对性地采取保护手段,也可以为其他学者研究相关领域提供基础性资料.此外,在今后研究中应进一步贴近实际条件进行试验设置,以期建立室内和自然界时间尺度的联系.