韓大偉， 楊成松， 張蓮海， 石亞軍， 尚 飛

（1.中國科學(xué)院西北生態(tài)環(huán)境資源研究院凍土工程國家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室，甘肅蘭州730000； 2.中國科學(xué)院大學(xué)，北京100049）

0 引言

凍土分布廣泛，多年凍土和季節(jié)凍土約占地球陸地面積的一半［1］，其物理力學(xué)性質(zhì)變化以及水熱過程研究是凍土工程、凍土環(huán)境以及全球氣候變化研究的關(guān)鍵核心因素。凍土是一種特殊的巖土，其特殊性主要表現(xiàn)在以下兩個方面：第一，它的溫度不高于0 ℃；第二，有冰的存在且土顆粒為冰所膠結(jié)［2］。凍土發(fā)生凍結(jié)后，并非所有的液態(tài)孔隙水都轉(zhuǎn)化為固態(tài)冰，由于毛細(xì)作用和顆粒表面能的作用，其始終保持著一定數(shù)量的液態(tài)水，即未凍水［3-4］。在土體凍結(jié)過程中，部分未凍水會向凍結(jié)鋒面遷移并積聚，形成冰透鏡體，導(dǎo)致土體凍脹；反之，當(dāng)土體溫度升高時，冰透鏡體融化，土中局部含水率上升，導(dǎo)致土體承載力下降。凍土作為地基土，其溫度場變化影響著冰-未凍水相變動態(tài)平衡，從而導(dǎo)致應(yīng)力場和水分場響應(yīng)，進(jìn)而對凍土承載力、凍脹及融沉變形等物理力學(xué)性質(zhì)產(chǎn)生影響，改變凍土的工程地質(zhì)性質(zhì)。因此，土體凍融過程中的未凍水和冰含量動態(tài)特征以及相變轉(zhuǎn)化是導(dǎo)致土體在凍融過程中物理力學(xué)性質(zhì)不穩(wěn)定的一個重要因素［5-6］。

國內(nèi)外學(xué)者關(guān)于凍土未凍水含量變化規(guī)律和影響因素已經(jīng)有了一定的研究成果，比如土質(zhì)、溫度、基質(zhì)勢、含冰量、溶質(zhì)和凍結(jié)速率等［4］都會影響凍土未凍水含量。未凍水細(xì)微觀觀測以及理論分析也有助于揭示凍土相關(guān)的凍融物理力學(xué)性質(zhì)及現(xiàn)象，如水分的遷移通道、凍土特殊物理力學(xué)性質(zhì)等。一些學(xué)者通過研究土體的干密度、粒徑變化、顆粒間接觸形式等，指出凍融作用后，土中的團(tuán)聚體與顆粒大小發(fā)生改變，孔隙度與孔徑也逐漸改變，從而導(dǎo)致土體強(qiáng)度與滲透性等物理性質(zhì)隨之改變［7-9］?？紫抖扰c孔徑的改變，對未凍水分遷移產(chǎn)生重要影響。同時，凍土特殊物理力學(xué)性質(zhì)也與其內(nèi)部未凍水含量賦存情況密切相關(guān)。Liu 等［10］通過對凍土-結(jié)構(gòu)試樣進(jìn)行直剪試驗(yàn)得出界面處冰的凍結(jié)力與土顆粒和混凝土表面的黏聚力構(gòu)成凍土-結(jié)構(gòu)之間的凍結(jié)強(qiáng)度，并且隨溫度的降低其峰值越大。沈忠言等［11］指出造成凍土強(qiáng)度包絡(luò)線偏離莫爾-庫侖線其中的一個根本原因是圍壓作用下孔隙冰部分壓融和土的凍結(jié)溫度下降引起土中未凍水含量增加。因此，微觀角度分析未凍水含量的影響因素顯得尤為必要，并且可以為研究非飽和凍土凍結(jié)過程中的水汽遷移提供新的研究思路［12］。

目前已經(jīng)提出了各種計算未凍水含量的經(jīng)驗(yàn)?zāi)Ｐ?。徐學(xué)祖等［3］指出凍土中未凍水含量隨溫度變化呈指數(shù)變化形式。Tice等［13］提出了重塑黏土未凍水含量的指數(shù)經(jīng)驗(yàn)表達(dá)式，主要以測定土顆粒的比表面積來確定表達(dá)式中的參數(shù)。但目前未凍水含量表達(dá)式多為根據(jù)實(shí)測結(jié)果擬合的經(jīng)驗(yàn)公式，其參數(shù)物理意義一般不明確，而且這些公式僅僅只描述了未凍水含量隨溫度的變化規(guī)律，因而具有明顯的應(yīng)用局限性。如何準(zhǔn)確快速的測試并獲得凍融過程中未凍水含量的變化規(guī)律就顯得尤為重要。目前關(guān)于凍土未凍水含量的測量方法有基于能量守恒原理的熱量法（DSC）［14-15］，該方法操作與計算比較復(fù)雜，易受外界因素影響，進(jìn)行大量試驗(yàn)有一定的難度。時域反射法（TDR）［16］，可用在野外進(jìn)行實(shí)地觀測，但其在測試未凍水含量的過程中，容易導(dǎo)致周圍土體升溫，存在穩(wěn)定性差的局限性。核磁共振法（NMR）［17］，在未凍水的測試過程中具有直接性、無損性、測試精度高以及測試方法物理意義明確等優(yōu)勢。但是傳統(tǒng)的核磁測試技術(shù)大都針對小樣品、離線式控溫，因而不能用于分析大樣品的水分遷移過程。本研究采用分層掃描的新技術(shù)，可對樣品進(jìn)行分層測試，即獲取試樣在同一狀態(tài)下不同層位的未凍水含量數(shù)據(jù)，該技術(shù)不僅具有傳統(tǒng)核磁共振法的優(yōu)點(diǎn)，而且還擴(kuò)展了大樣品測試、分層掃描技術(shù)、在線控溫等測試優(yōu)點(diǎn)。

本文在前人研究的基礎(chǔ)上，探究基于在線控溫以及分層掃描的核磁共振新技術(shù)在測試土體凍結(jié)過程中的未凍水含量及其組分（吸附水和毛細(xì)水）動態(tài)變化的應(yīng)用。本文介紹了該儀器設(shè)備的主要運(yùn)行機(jī)制以及基本的測試功能，并在此基礎(chǔ)上，確定了T2截止值，分析了砂土凍融過程中的毛細(xì)水與吸附水變化特征以及孔徑分布。最后，結(jié)合未凍水含量及其組分的變化規(guī)律，分別對新型測試技術(shù)下不同測試序列的優(yōu)劣性及其方法進(jìn)行了論述；探討了吸附水以及毛細(xì)水變化理論基礎(chǔ)以及砂土凍融過程中的水分遷移機(jī)制；期望為核磁技術(shù)在巖土工程領(lǐng)域的應(yīng)用提供一些可借鑒的經(jīng)驗(yàn)以及方法。

1 試驗(yàn)材料與方法

1.1 試驗(yàn)設(shè)備

本研究未凍水測試儀器主體為土體凍融成冰過程動態(tài)分析系統(tǒng)（MacroMr12-150H-I），由中國科學(xué)院凍土工程國家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室和蘇州紐邁分析儀器股份有限公司共同研制。該設(shè)備主要包括磁體控制系統(tǒng)（磁體單元、射頻單元和梯度單元）、控溫系統(tǒng)（土樣控溫系統(tǒng)和磁體控溫系統(tǒng)）、補(bǔ)水系統(tǒng)（封閉和開放式）、變形測試系統(tǒng)、成像系統(tǒng)等，具體如圖1所示。

磁體控制系統(tǒng)主要用于產(chǎn)生測試所需要的磁場條件以及激發(fā)不同的測試序列，包括磁體單元、射頻單元和梯度單元三部分。磁體單元主要用于產(chǎn)生測試過程中所需要的穩(wěn)定均勻的磁場；射頻單元主要是用來產(chǎn)生FID、Q-CPMG 和MT-CMPG 三種測試序列，其中MT-CPMG 序列可將樣品從上至下分為9 層（由上而下記為a～i，層寬為1.11 cm，如圖2所示），并采集試樣同一狀態(tài)下每一層位的T2弛豫數(shù)據(jù)；梯度單元主要是用于土樣的分層定位功能。值得注意的是，傳統(tǒng)的核磁測試儀器一般不具備分層測試功能，而該儀器則正是通過梯度單元以及MT-CPMG 序列實(shí)現(xiàn)了分層掃描技術(shù)，進(jìn)而可以更好地進(jìn)行大樣品水分遷移研究。

控溫系統(tǒng)主要包括土樣控溫系統(tǒng)和磁體控溫系統(tǒng)，用于控制試驗(yàn)所需的土體、環(huán)境、磁線圈和梯度磁場溫度。土樣控溫系統(tǒng)利用3個冷浴分別對樣品的上端、下端以及周圍環(huán)境溫度進(jìn)行控溫。相較于傳統(tǒng)核磁共振設(shè)備，在線控溫?zé)o需取出試樣進(jìn)行控溫，可以直接在核磁共振儀器中進(jìn)行控溫操作，方便監(jiān)測土體的動態(tài)凍融過程；磁體控溫系統(tǒng)用于保持磁線圈溫度與梯度磁場的溫度穩(wěn)定性。

補(bǔ)水系統(tǒng)可以用于控制試驗(yàn)過程中土體的封閉與開放式試驗(yàn)條件，包括馬繆特瓶和補(bǔ)水管。變形測試系統(tǒng)由激光測距傳感器測試土體上表面的位移實(shí)時變化。成像系統(tǒng)主要基于圖像獲取試驗(yàn)過程中水分遷移與水分重分布趨勢圖。

試驗(yàn)樣品罐為環(huán)氧樹脂制成的圓柱狀罐體，其外徑、內(nèi)徑和高度分別為108 mm、90 mm 和300 mm，如圖3 所示。樣品罐上頂板、下頂板以及罐壁內(nèi)存在環(huán)形通道，用于冷凍液循環(huán)流通，進(jìn)而分別控制土樣的上端、下端以及環(huán)境溫度。樣品罐側(cè)面布有5 個溫度孔，由上至下分別為HT1、HT2、HT3、HT4、HT5，間隔距離為2.4 cm，如圖2 所示。溫度孔內(nèi)放置高精度熒光光纖溫度計，采用光纖測溫儀（FOTS-MINA-00080-S），由蘇州英迪戈精密光電科技有限公司研制，其溫度測試范圍為-30～40 ℃，精度為±0.05 ℃。值得注意的是，受均勻磁場范圍約束，試驗(yàn)中土樣有效的測試范圍為試樣罐由下至上100 mm，即：試驗(yàn)土樣為長度100 mm、直徑90 mm的圓柱形土樣。

圖3 樣品罐Fig. 3 Sample cell

試驗(yàn)凍結(jié)溫度數(shù)據(jù)是利用中國科學(xué)院凍土工程國家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室可程式超低溫試驗(yàn)機(jī)（MUC-63SS5+LN2）、數(shù)據(jù)采集儀（DT80G）、熱敏電阻溫度傳感器綜合采集，如圖4 所示。其中，土樣盒高5.0 cm，直徑為3.5 cm，其上端鉆有探孔，用于放置熱敏電阻溫度傳感器，精度為±0.01℃?？沙淌匠蜏卦囼?yàn)機(jī)可實(shí)現(xiàn)程式控溫功能，控溫量程為40～-30 ℃，精度為±0.1 ℃。

圖4 凍結(jié)溫度試驗(yàn)儀器示意圖Fig. 4 Schematic diagram of freezing temperature test instrument

1.2 試驗(yàn)材料與步驟

試驗(yàn)用土為細(xì)砂土，基于全自動激光粒度分析儀（Master Sizer-2000）測試獲得其顆粒組成，如表1所示?；赬射線衍射試驗(yàn)儀（D8ADVANCE），獲得試樣中各物相的成分鑒定，其礦物成分為二氧化硅（72.9%）、長石（2.5%）、銻化三銫（20.6%）。

表1 試驗(yàn)用細(xì)砂土的粒徑分布Table 1 Particle size distribution of experimental fine sand

1.2.1 試樣制備

試驗(yàn)制樣前，對細(xì)砂進(jìn)行自然風(fēng)干，過2 mm 標(biāo)準(zhǔn)篩，將144 g去離子水加入到1 800 g的細(xì)砂土中，然后充分混合，并用密封袋進(jìn)行密封，放于陰涼處靜置24小時，以確保水分均勻分布。準(zhǔn)備好的土樣一部分留作核磁試驗(yàn)，一部分留作凍結(jié)溫度測試。本次試驗(yàn)制備砂土試樣的初始含水率經(jīng)烘干試驗(yàn)測得為8.4%。

1.2.2 未凍水試驗(yàn)過程

把制備好的砂土與去離子水充分混合后均勻地壓制在土樣樣品罐中，試樣干密度控制在1.5 g·cm-3。將裝有土樣的樣品罐放置于磁體單元內(nèi)，連接樣品罐冷凍液進(jìn)出口，插入溫度探頭，安裝好后進(jìn)行密封檢查。本次試驗(yàn)采用封閉式，不進(jìn)行補(bǔ)水，溫度邊界主要通過冷浴系統(tǒng)控制。試樣主要進(jìn)行單次凍融試驗(yàn)，包括凍結(jié)前恒溫、凍結(jié)、融化、融化后恒溫四個階段，四個階段共計110 h。其中，恒溫階段包括5 個溫度梯度，具體的上頂板、下底板、環(huán)境溫度條件，如表2 所示；凍結(jié)階段上頂板、下底板、環(huán)境溫度分別設(shè)置為-20 ℃、1 ℃、1 ℃；融化階段上頂板、下底板、環(huán)境溫度分別設(shè)置為1.5 ℃、0 ℃、0 ℃。在試驗(yàn)過程中，每間隔一定時間通過電腦采集FID、Q-CPMG、MT-CPMG 三種序列數(shù)據(jù)并反演T2分布曲線。

表2 試驗(yàn)溫度條件Table 2 Test temperature conditions

1.2.3 凍結(jié)溫度試驗(yàn)過程

另取一部分上述與水均勻混合的砂土，參考國家標(biāo)準(zhǔn)GB/T 50123—2019《土工試驗(yàn)方法標(biāo)準(zhǔn)》中相關(guān)操作，進(jìn)行凍結(jié)溫度試驗(yàn)。將土樣裝入試樣盒中壓實(shí)，試樣干密度控制在1.5 g·cm-3，裝好后蓋上金屬盒蓋，并用電工膠布繞蓋一周固定密封，將溫度傳感器從金屬盒蓋上的小孔插入與土體密切接觸。設(shè)置數(shù)采儀采集頻率為每5 s 采集一次。通過可程式超低溫試驗(yàn)機(jī)控溫功能，設(shè)置環(huán)境溫度為-20 ℃。通過數(shù)采儀采集到溫度數(shù)據(jù)，觀察到土樣溫度不再變化時，試驗(yàn)結(jié)束。

2 核磁共振技術(shù)

2.1 核磁共振理論測量未凍水含量原理

核磁共振依據(jù)孔隙水分子中的氫質(zhì)子磁化后，不同水分子弛豫時間的差異來測量土體中水分的賦存量、組分和位置。

在凍土中，以測試未凍水中水分子中含有的氫質(zhì)子為例，由于原子核具有自旋屬性，可視為微小的磁鐵，自然狀態(tài)下氫質(zhì)子雜亂無章地轉(zhuǎn)動。當(dāng)施加靜磁場后，磁場中的氫質(zhì)子發(fā)生能級分裂后分為兩個方向：順著主磁場方向進(jìn)動、逆著主磁場方向進(jìn)動，其宏觀上表現(xiàn)出氫原子核整體具有一定大小的宏觀磁化強(qiáng)度，這個宏觀磁化強(qiáng)度與外加磁場的方向相同，其大小與氫核的數(shù)量成正比。當(dāng)外界施加一定的射頻能量，低能級氫原子吸收能量，躍遷到高能級，相當(dāng)于從基態(tài)躍遷到不平衡態(tài)，此時發(fā)生共振。宏觀磁化強(qiáng)度會受到射頻場的作用而發(fā)生方向的改變，在射頻場撤掉后又能逐漸恢復(fù)到與外加磁場平行的狀態(tài)，這個平衡恢復(fù)的過程稱為弛豫。根據(jù)弛豫過程中磁矢量的衰減方向，可以分為橫向和縱向弛豫。T2描述的是橫向磁化矢量衰減的時間常數(shù)，橫向磁化矢量的幅度MXY(t)由下式給出：

式中：MXY(t)為在t時刻的磁化矢量的幅度；M0為在給定磁場中最大的磁化矢量。

在核磁共振技術(shù)中，可以獲得土樣中的孔隙水的T2分布曲線，核磁信號總量代表T2曲線峰面積，T2曲線峰面積與試樣含水量關(guān)系如下［18-19］：

式中：T2B為自由弛豫，即足夠大的容器中測得的孔隙流體T2弛豫時間；T2S為表面弛豫引起的孔隙流體的T2弛豫時間；T2D為在溫度梯度下擴(kuò)散引起的孔隙流體的T2弛豫時間。在多孔介質(zhì)中，對于液態(tài)水，相比T2S和T2D，T2B很大，因此對T2的影響可以忽略不計，同時假設(shè)材料滿足快速擴(kuò)散條件對T2的影響也可以忽略不計［21］。由此，土體中孔隙水的T2值與土體孔隙結(jié)構(gòu)關(guān)系可由式（4）表示：

式中：S和V分別為孔隙水所在孔隙的表面積與體積。S/V為孔隙表面積體積比，采用球體模型時為3/r，采用柱體模型時比值近似2/r，r為孔隙半徑，ρ2為T2的表面弛豫率，是隨土性的改變而發(fā)生變化的常數(shù)［20］。

假設(shè)所有的孔隙均為柱形：

2.2 T2截止值

土中液態(tài)水根據(jù)熱力學(xué)狀態(tài)可以分為吸附水和自由水，其中自由水包括重力水和毛細(xì)水；吸附水包括強(qiáng)結(jié)合水和弱結(jié)合水［2，22-23］。吸附水是被土固體顆粒表面的分子力所保持的水分。強(qiáng)結(jié)合水分子被吸附在土粒的表面，受土粒表面分子的引力很大，水分子十分密集，分子間距離極小。強(qiáng)結(jié)合水由于被牢固地吸附在土粒表面，厚度極小，因而具有固態(tài)水的性質(zhì)，如密度大、熱容量小、冰點(diǎn)低等特征。弱結(jié)合水又稱薄膜水，當(dāng)土中強(qiáng)結(jié)合水含量達(dá)到最大后，此時土粒的吸力只能吸附周圍環(huán)境中位于擴(kuò)散層內(nèi)的液態(tài)水分子，并使強(qiáng)結(jié)合水外面的水膜逐漸增厚并形成連續(xù)水膜。由于薄膜水距土顆粒的距離相對于強(qiáng)結(jié)合水來說較遠(yuǎn)，所以土顆粒對薄膜水的吸附能力要比強(qiáng)結(jié)合水弱很多。毛細(xì)水是土中水的弱結(jié)合水含量超過最大含量以后，形成不受土粒吸力影響而移動性較大的水，這種水分因受土的毛管力作用而在毛管孔隙（直徑0.002～0.06 mm）中保持移動，故稱毛細(xì)水。吸附水和毛細(xì)水熱力學(xué)性質(zhì)的差異，導(dǎo)致土體凍脹過程吸附水和毛細(xì)水遷移和相變時明顯存在差異，進(jìn)而使得土體凍脹過程中的水分遷移過程更加復(fù)雜。如圖5 所示，毛細(xì)水因毛細(xì)作用所產(chǎn)生的勢能一般高于吸附水因吸附作用產(chǎn)生的勢能，在凍結(jié)過程中毛細(xì)水較吸附水先凍結(jié)，在毛細(xì)水完全轉(zhuǎn)化成冰后吸附水才開始凍結(jié)［24］。土體中兩種類型水含量的變化會對土體物理化學(xué)性質(zhì)與工程力學(xué)性質(zhì)產(chǎn)生重要影響。因此，如何測定土體中吸附水的含量，進(jìn)而研究其凍融過程中的變化規(guī)律，設(shè)計一種快速準(zhǔn)確便捷的測試試驗(yàn)方法為本研究的關(guān)注重點(diǎn)。利用核磁共振技術(shù)，獲取T2分布曲線橫向弛豫時間上存在著一個界限，當(dāng)土中孔隙水的橫向弛豫時間大于某一橫向弛豫時間時，流體為毛細(xì)水；反之，則為吸附水，該橫向弛豫時間的界限，被稱為流體T2截止值。因此T2截止值的確定對于劃分吸附水與毛細(xì)水十分重要。

圖5 土中水凍結(jié)過程Fig. 5 Water freezing process in soil

2.2.1T2截止值的獲取方法

關(guān)于核磁共振技術(shù)中已有研究提出幾種T2截止值的確定方法，田慧會等［21］提出了三種確定T2截止值的方法：第一種方法，依據(jù)吸附水與毛細(xì)水在脫濕試驗(yàn)中不同吸力下土樣的氣化值的差異來獲取T2截止值，該方法獲得結(jié)果比較準(zhǔn)確，但脫濕試驗(yàn)較為復(fù)雜，并且對吸力序列的步長設(shè)置要求比較嚴(yán)苛；第二種方法，利用土樣中吸附水與毛細(xì)水含量隨溫度的差異，隨溫度變化兩者的對立性以及T2分布曲線的峰面積與T2值恰好分別反應(yīng)含水量與孔隙水的類別特性。通過T2分布曲線可發(fā)現(xiàn)存在轉(zhuǎn)折點(diǎn)，即轉(zhuǎn)折點(diǎn)兩側(cè)核磁信號強(qiáng)度隨溫度的變化呈現(xiàn)相反變化的趨勢，該轉(zhuǎn)折點(diǎn)對應(yīng)的T2值為截止值，該方法比較直觀，可直接由T2分布曲線獲得；第三種方法，利用吸附水與毛細(xì)水冰點(diǎn)的差異，基于非飽和土中吸附水的熱力學(xué)勢能比毛細(xì)水的低的規(guī)律，利用設(shè)置的不同溫度階段，找出在低于某一負(fù)溫下，T2分布曲線峰面積即最大的T2值基本不變，由此獲得T2截止值，該方法對于溫度條件的控制要求較高，并且容易受到外界條件的影響。方法一與方法三依據(jù)吸附水與毛細(xì)水所受不同類型作用力與大小的特性，通過改變試驗(yàn)的邊界條件來獲取T2截止值；方法二從化學(xué)勢能的角度獲取T2截止值。

2.2.2T2截止值確定

基于上述理論，土壤的凍融過程中，吸附水與毛細(xì)水具有不同的物理特性，因此有必要定量區(qū)分。T2截止值是區(qū)分二者的關(guān)鍵參數(shù)。本研究采用T2截止值確定方法為田慧會等［21］提出的第二種方法，通過分析8.4%含水量砂土的凍結(jié)過程中第一層的T2分布曲線確定該研究中T2截止值為8.86039 ms。如圖6所示，砂土試樣的T2分布曲線存在一轉(zhuǎn)折點(diǎn)，隨著溫度的降低，試樣T2分布曲線右端的峰面積增大，而左端的峰面積減少。砂土T2分布曲線上存在核磁信號幅值隨著溫度變化的轉(zhuǎn)折點(diǎn)T2=8.86039 ms。因此，將T2=8.86039 ms作為T2截止點(diǎn)是合理和有效的?；谏鲜?，認(rèn)為當(dāng)0＜T2＜8.86039 ms時T2分布曲線峰面積代表了吸附水的相對含量，8.86039 ms＜T2＜10 000 ms時T2分布曲線峰面積代表了毛細(xì)水的相對含量。

圖6 T2截止值的確定（實(shí)線表示凍結(jié)過程T2分布曲線，虛線代表融化過程下T2分布曲線）Fig. 6 Determination of T2cut-off value（The solid line represents the T2 distribution curve during freezing，and the dotted line represents the T2 distribution curve during melting）

3 試驗(yàn)結(jié)果分析

3.1 試樣凍結(jié)溫度和單向凍融溫度分布

基于凍結(jié)溫度測試試驗(yàn)獲得了土中水的凍結(jié)過程曲線，得到砂土試樣的凍結(jié)溫度為-0.33 ℃。根據(jù)凍結(jié)溫度與單向凍融各層的溫度曲線，砂土試樣在凍結(jié)過程中a～f 層為凍結(jié)區(qū)，g～i 層為未凍區(qū)。圖7 是凍結(jié)溫度試驗(yàn)溫度-時間曲線，從圖7 可以看出，在凍結(jié)過程中，砂土溫度出現(xiàn)了過冷和溫度跳躍。土樣溫度從開始至93 s 時間內(nèi)一直持續(xù)降低至-2.75 ℃，在這一過程中試樣的溫度并沒有出現(xiàn)突出點(diǎn)和明顯的拐點(diǎn)，判定土體沒有發(fā)生相變，此時土樣處于過冷狀態(tài)，過冷階段結(jié)束時的最低溫度點(diǎn)稱為土的自發(fā)成核溫度Tsn［25］。隨后溫度開始發(fā)生跳躍上升，跳躍后的溫度在-0.33 ℃維持穩(wěn)定并且持續(xù)一定時間，這個維持穩(wěn)定的溫度值為凍結(jié)溫度Tf，其值為-0.33 ℃。圖8是核磁共振試驗(yàn)凍融過程各層砂土的溫度-時間曲線，從圖8 可以看出，在凍結(jié)階段，各層溫度迅速下降，溫度達(dá)到穩(wěn)定時a～f層溫度低于凍結(jié)溫度（-0.33 ℃），而g～i層溫度則高于凍結(jié)溫度（-0.33 ℃）。依據(jù)凍結(jié)溫度判定凍結(jié)過程中a～f層為凍結(jié)區(qū)，g～i層為未凍區(qū)。

圖7 凍結(jié)溫度試驗(yàn)溫度-時間曲線Fig. 7 The temperature-time curve of freezing temperature test

圖8 核磁共振試驗(yàn)凍融過程各層砂土的溫度-時間曲線Fig. 8 Temperature-time curves of each layer of sand during freezing-thawing in NMR test

3.2 各層T2分布曲線變化特征

T2分布曲線的形態(tài)特征及其變化是揭示土體凍融過程中未凍水及其各組分含量動態(tài)變化的核心。曲線峰值一般包含量值、空間結(jié)構(gòu)兩方面信息。其量值體現(xiàn)在峰值大小和峰面積兩個特征；而空間結(jié)構(gòu)信息主要表現(xiàn)為峰形態(tài)以及弛豫范圍（各峰起始值以及終止值）等特征。峰值的反演結(jié)果可以用于表征土樣不同位置的含水量信息；而空間結(jié)構(gòu)信息的反演表現(xiàn)為不同類型水分以及土體結(jié)構(gòu)的分布。

圖9表示為試樣在凍融過程中反演獲得的T2分布曲線變化圖。試驗(yàn)結(jié)果顯示砂土樣在土樣凍融過程中（恒溫—凍結(jié)—融化—恒溫四個階段）T2分布曲線均保持雙峰的形態(tài)：一個是短弛豫的左側(cè)峰（簡稱左峰），另一個是長弛豫的右側(cè)峰（簡稱右峰）；且左峰峰值低于右峰峰值。如圖9 所示，左峰的弛豫范圍約為0.027～18.738 ms，峰值變化范圍約為14.256～135.726 ms；右峰的弛豫范圍約為1.52～464.159 ms，峰 值 變 化 范 圍 約 為23.439～441.067 ms。雙峰特征意味著試樣中液態(tài)水主要賦存在于雙孔隙結(jié)構(gòu)特征中：一種是微小孔隙；另一種是中大孔隙［26］。受孔隙大小的影響，賦存于其中的水分一般也相應(yīng)表現(xiàn)為兩種弛豫：微小孔隙對應(yīng)著左峰的短弛豫；中大孔隙對應(yīng)著右峰的長弛豫。而峰值的大小則表示孔隙數(shù)量和含水量的大小。

圖9 砂土試樣a～i層T2分布曲線圖（實(shí)線表示凍結(jié)過程T2分布曲線，虛線代表融化過程下T2分布曲線）Fig. 9 The T2 distribution curve of layers a～i of sand sample（The solid line represents the T2 distribution curve during freezing，and the dotted line represents the T2 distribution curve during melting）

受冰水相變影響，砂土試樣在凍融過程中T2分布曲線雙峰特征在恒溫階段基本保持不變；在凍結(jié)階段峰值減小，左峰弛豫范圍變寬，右峰弛豫范圍變窄；在融化階段峰值增加，左峰弛豫范圍變窄，右峰弛豫范圍變寬。圖10 是土體凍融過程中雙峰峰值以及弛豫范圍的變化。如圖10 所示，在恒溫階段，各層左右峰的峰值基本維持穩(wěn)定，并且左峰的峰值低于右峰；左峰與右峰的弛豫范圍整體保持穩(wěn)定態(tài)勢。這是由于在恒溫階段，土樣溫度均大于0 ℃，土中的水分未發(fā)生相變，其賦存狀態(tài)未發(fā)生變化，因而其T2分布曲線雙峰特征基本保持不變。如圖10所示，在凍結(jié)階段，a～b層的左峰弛豫范圍增幅分別為322.4%、116.8%、195.9%、107.2%、44.7%、58.9%、34.6%、75.9%、41.9%、110.9%，右峰的弛豫范圍降幅分別為33.6%、51.8%、45.4%、24.7%、45.8%、12.3%、41.8%、57.2%。這是由于孔隙水變成冰體積增大，導(dǎo)致中大孔隙空間減小，形成更多的微小孔隙，因而代表小孔隙的左峰弛豫范圍增加，代表大孔隙的右峰弛豫范圍減小。在融化階段，雙峰峰值隨著融化時間的推進(jìn)逐漸增加。其中a、b、e、f 層 左 峰 峰. 分 別 增 加 了5.1%、5.8%、42.7%、17.2%，右峰峰值分別增加了9.9%、10.8%、35.1%、26.6%。在試樣融化過程中，孔隙中的冰逐漸相變成水，土樣未凍水含量與孔隙半徑增大，因而導(dǎo)致左峰和右峰峰值增加。值得注意的是，試樣在凍結(jié)和融化過程中，右峰的變化明顯大于左峰的變化。這是由于在凍融過程中，主要的水分相變來自于中大孔隙中的水，小孔隙中的水只有少量發(fā)生凍結(jié)，究其原因是弛豫時間短的水分子受土顆粒的約束大，更不易發(fā)生凍結(jié)。

另外，受水分遷移過程的影響，不同層的T2分布曲線雙峰特征（峰值或峰面積）可能存在著差異。比如：在凍融后恒溫階段凍結(jié)區(qū)第e及f層的T2分布曲線峰值或者峰面積明顯高于其凍融前恒溫階段的峰值。如圖10所示，當(dāng)土樣處于完全融化且土樣溫度穩(wěn)定時，第e 及f 層左峰的面積分別增加了40.0%、29.8%，右峰的面積增加了16.2%、25.6%，這種含水量變化的差異是由于凍結(jié)過程中，水分主要由未凍區(qū)（g，h，i 層）向凍結(jié)區(qū)的e 和f 層遷移導(dǎo)致的。

圖10 土體凍融過程中雙峰峰值以及弛豫范圍的變化Fig. 10 Changes in the peak values and relaxation range of bimodal peaks during soil freezing-thawing

3.3 未凍水動態(tài)變化規(guī)律

在土體單向凍融過程中，不同層的未凍水含量隨溫度變化具有相似的變化趨勢。在凍融前恒溫階段，各層的未凍水含量基本不變；在凍結(jié)階段，各層的未凍水含量先快速下降后穩(wěn)定于某一大于0的定值；在融化階段，各層的未凍水含量快速升高并最后穩(wěn)定在某定值；在凍融后恒溫階段，各層的含水量在重力影響下發(fā)生重分布。圖11 是砂土試樣在單向凍融過程中未凍水含量與溫度變化的關(guān)系曲線。如圖11 所示，在凍融前恒溫階段，每層未凍水含量基本維持在初始含水量8.4%。在凍結(jié)過程中，每層未凍水含量從初始含水量分別迅速下降到

圖11 未凍水含量、溫度與時間關(guān)系Fig. 11 Relationship between unfrozen water content（a），temperature（b）and time

1.2%、0.9%、1.2%、1.3%、1.5%、1.6%、3.7%、4.6%、4.5%，并始終穩(wěn)定在較低的大于零的某定值。這是由于微小孔徑中的液態(tài)水與顆粒之間相互作用的強(qiáng)度較大，導(dǎo)致冰點(diǎn)極低，附著土顆粒表面的薄膜水隨溫度降低變得越來越薄，同時也越發(fā)不易凍結(jié)和水分遷移導(dǎo)致的［27］。在融化過程中，每層未凍水含量分別從0.9%、1.0%、1.3%、0.9%、2.0%、1.9%、4.2%、4.2%、4.0% 上 升 到9.3%、9.4%、7.8%、8.3%、11.1%、10.7%、7.6%、7.7%、8.2%。由此發(fā)現(xiàn)，e 層和f 層含水量比凍融前恒溫階段（初始含水量8.4%）具有明顯的增大，進(jìn)一步表明水分由未凍區(qū)向凍結(jié)鋒面遷移。在凍融后恒溫階段，每層未凍水從9.3%、9.4%、7.8%、8.3%、11.1%、10.7%、7.6%、7.7%、8.2%到8.8%、8.7%、8.2%、8.6%、9.7%、10.8%、7.9%、8.6%、8.3%。由此發(fā)現(xiàn)，在凍融后恒溫階段，在重力的影響下，含水量比較大的a、b、e、f 層含水量減?。欢勘容^小的h、i 層含水量卻增大，這是由于凍融作用導(dǎo)致的含水量差異，在融化后水分在重力作用下下滲逐漸趨向均一化。

值得注意的是，盡管砂土樣在單向凍結(jié)過程中各層經(jīng)歷相同的變化趨勢，但越靠近冷端，每層的未凍水含量在凍結(jié)階段下降速度越快，下降幅值越大。如圖11 所示，在凍結(jié)過程中，每層（a～i）未凍水含量下降速率約為0.39、0.39、0.38、0.37、0.35、0.35、0.24、0.21、0.21 mL·h-1，下降幅值分別為89.2%、88.3%、87.0%、84.6%，80.1%、79.5%、54.6%、47.0%、47.7%。這種變化速率以及變化幅值的差異是由于水分遷移的差異導(dǎo)致的。在凍結(jié)區(qū)由于溫度低于0 ℃，土中的水分迅速相變成冰，因而迅速導(dǎo)致未凍水含量的下降，越靠近冷端，溫度越低，冰水相變越劇烈，因而其未凍水含量下降速度越快，下降幅值越大。在未凍區(qū)，由于溫度大于0 ℃，未凍水含量下降主要基于凍結(jié)區(qū)冰水相變冷生吸力驅(qū)使土的水分遷移，因而越靠近凍結(jié)區(qū)，冷生吸力越大，因而水分遷移越快，則相應(yīng)地未凍水含量下降速率越快，下降幅值越大［28］。

另外，砂土經(jīng)歷凍融循環(huán)后，每層未凍水含量相對于初始含水量略有差異，凍結(jié)區(qū)每層的含水量略有增加，未凍區(qū)的含水量略有下降。如圖11 所示，在凍融后恒溫階段，在凍結(jié)區(qū)，a、b、d、e、f層未凍水含量相對于初始分別增加了約6.7%、6.3%、1.0%、31.6%、28.8%；在未凍區(qū)，g、h、i 層未凍水含量相對于初始分別減少了約7.4%、4.2%、1.4%。這種凍融后水分分布差異意味著砂土在凍融過程中水分由未凍區(qū)向凍結(jié)區(qū)遷移。凍結(jié)區(qū)冰水相變導(dǎo)致孔隙水壓力下降，冷生吸力增加，在吸力梯度的驅(qū)使下，水分由未凍區(qū)向凍結(jié)區(qū)遷移［28］。

3.4 吸附水與毛細(xì)水變化規(guī)律

在砂土凍融過程中，各層的毛細(xì)水、吸附水、總未凍水含量變化具有相似的變化趨勢。圖12 是砂土試樣第a至第i層毛細(xì)水、吸附水與總未凍水含量變化曲線。如圖12 所示，在梯度恒溫階段，各層溫度均大于0 ℃，此時毛細(xì)水和吸附水含量分別約為1.8%與6.6%，基本維持不變。這表明在正溫下砂土樣內(nèi)部并未發(fā)生冰水相變以及水分遷移。在凍結(jié)階段，凍結(jié)區(qū)第a～f 層的毛細(xì)水與吸附水含量均隨著溫度的降低而降低，毛細(xì)水含量從初始的6.6%分別約降到0.47%、0.46%、0.43%、0.54%、0.73%、0.77%；吸附水含量從初始的1.81%分別約降 到 0.41%、0.39%、0.45%、0.49%、0.54%、0.90%。凍結(jié)區(qū)毛細(xì)水與吸附水含量的下降主要?dú)w結(jié)于負(fù)溫下砂土中的部分水分相變成冰導(dǎo)致的。而未凍區(qū)第g～i 層的毛細(xì)水含量隨著溫度的降低而降低，毛細(xì)水含量從初始的6.57%分別約降到2.91%、3.17%、2.84%，未凍區(qū)的毛細(xì)水含量的下降主要?dú)w結(jié)于部分毛細(xì)水由未凍區(qū)向凍結(jié)區(qū)遷移的結(jié)果；而吸附水含量則基本不變，基本維持在1.3%～1.8%范圍內(nèi)，未凍區(qū)的吸附水含量的基本不變意味著未凍區(qū)的吸附水參與由未凍區(qū)向凍結(jié)區(qū)的水分遷移量值很少。在融化階段，凍結(jié)區(qū)第a～f層的毛細(xì)水與吸附水含量均隨著溫度的升高而升高，毛細(xì)水含量上升到6.83%、6.69%、6.28%、6.39%、7.61%、8.48%；吸附水含量上升到1.98%、1.96%、1.65%、2.19%、2.01%、2.34%。凍結(jié)區(qū)毛細(xì)水與吸附水含量的上升，由于增溫條件下砂土中的部分冰相變成水分導(dǎo)致的。而未凍區(qū)第g～i 層的毛細(xì)水和吸附水含量隨著溫度的升高而升高，毛細(xì)水含量上升到5.95%、6.42%、6.83%；吸附水含量上升到1.99%、2.05%、1.65%，未凍區(qū)的毛細(xì)水以及吸附水含量的上升是由于部分凍結(jié)區(qū)的水分在重力作用下下滲到未凍區(qū)導(dǎo)致的。

圖12 砂土試樣a～i層自由水、吸附水與總未凍水含量變化Fig. 12 Contents of capillary water，adsorbed water and total unfrozen water in a～i layers of sand samples

值得注意的是，在砂土的凍融過程中，凍結(jié)區(qū)各層毛細(xì)水含量的變化幅值均大于吸附水的變化幅值。如圖12 所示，在凍結(jié)階段，凍結(jié)區(qū)各層的毛細(xì)水變化幅值約為93.75%、94.06%、93.15%、92.54%、91.78%、86.30%，而各層的吸附水變化幅值 約 為 74.03%、74.58%、76.24%、70.16%、59.66%、57.45%?；诖?，我們可以發(fā)現(xiàn)在同樣溫度條件下毛細(xì)水比吸附水更容易相變成冰，更容易發(fā)生水分遷移。

4 討論

在傳統(tǒng)凍融環(huán)境的巖土核磁測試中，經(jīng)常用的測試序列是自由感應(yīng)衰減FID序列和自旋回波脈沖Q-CPMG 序列。FID 是測量90°脈沖后自旋信號的衰減和弛豫［16］。該測試序列具有明顯的缺陷，其測試的信號受樣品特性以及磁場均勻性的干擾較大。而自旋回波脈沖CPMG 通過巧妙地利用180°脈沖可以很好地排除磁場均勻性對信號的干擾，大大提高了測量精度［29］；同時該序列可以獲得巖土凍融過程中T2分布曲線，能更好地反映水分組成以及土的孔隙分布狀況，因而得到廣泛的應(yīng)用［30］。另外，傳統(tǒng)的FID 和Q-CPMG 序列的應(yīng)用主要針對小尺寸、封閉的、恒溫的土樣設(shè)計的，而不能滿足大樣品，變溫的測試環(huán)境，因而不能反映巖土凍融過程中的水分遷移動態(tài)。

本文基于MT-CPMG序列的分層測試技術(shù)在大樣品、變溫測試環(huán)境中在水分遷移測試方面具有明顯的優(yōu)勢。MT-CPMG序列在繼承CPMG測試高精度的基礎(chǔ)上，利用梯度磁場增加了分層定位測試的功能，因而能分析大樣品每個層位的水分動態(tài)。圖13 是砂土樣基于FID 序列、Q-CPMG 序列與MTCPMG 序列的對比圖。三種序列所獲得的未凍水含量變化規(guī)律基本一致，在恒溫階段，基本保持不變；凍結(jié)階段，隨溫度降低而降低；融化階段，隨溫度升高而增加；融化后恒溫階段，稍有波動，但總體維持不變。FID和Q-CPMG序列只能反映整個土樣此時的液態(tài)水狀態(tài)，而不能測試每個層位的水分狀態(tài)。但是此時土樣溫度不均勻，因此很難確定此時FID與Q-CPMG測的水分狀態(tài)是基于哪個具體的溫度。而MT-CPMG 序列能同時測試土樣9 個層位的水分狀態(tài)。由圖13（b）可以發(fā)現(xiàn)，各層的凍結(jié)速率與融化速率存在明顯差異，水分狀態(tài)明顯不同，很難用基于整體的FID 與Q-CPMG 序列進(jìn)行描述，因而基于MT-CPMG序列的水分狀態(tài)分析更加準(zhǔn)確可靠。但由于層與層之間具有水分遷移，層與層之間存在相互作用，因而MT-CPMG 序列應(yīng)用時的標(biāo)定比較難，需要進(jìn)一步的研究。在整體小樣的測試過程中，假定樣品內(nèi)無水分遷移，一般可以應(yīng)用居里定律進(jìn)行標(biāo)定。根據(jù)居里定律，土體在正溫區(qū)間其孔隙水核磁信號強(qiáng)度與溫度之間的線性關(guān)系，采用正溫區(qū)實(shí)測數(shù)據(jù)繪制順磁線性回歸線，將正溫區(qū)順磁線性回歸線延長到負(fù)溫區(qū)，如圖13（a）所示，在負(fù)溫區(qū)某一溫度下未凍水含量等于某一溫度下測得信號強(qiáng)度乘以未凍結(jié)的含水率除以該溫度下回歸線所示的信號強(qiáng)度，所得未凍水含量為負(fù)溫區(qū)溫度所對應(yīng)含水量。但在大樣品測試過程中，層與層之間具有明顯的水分遷移，導(dǎo)致層內(nèi)水分總量發(fā)生變化，因而標(biāo)定相對較難，需要進(jìn)一步研究。由此可見，MT-CPMG 序列在研究凍融過程中大樣品不同層位的水分狀態(tài)變化具有明顯優(yōu)勢。

圖13 FID與Q-CPMG序列未凍水含量計算（其中實(shí)線表示MT-CPMG序列獲得未凍水含量，虛線表示Q-CPMG與FID序列下獲得未凍水含量）Fig. 13 Calculation of unfrozen water content for FID and Q-CPMG sequences：calculation of unfrozen water content（a）；unfrozen water content（b）（The solid line represents the unfrozen water content obtained from MT-CPMG sequence，and the dotted line represents the unfrozen water content obtained from Q-CPMG and FID sequence）

4.2 凍融過程后孔隙結(jié)構(gòu)變化

在砂土凍融過程中，各層微小孔隙與中大孔隙變化趨勢基本一致，在恒溫階段，微小孔隙與中大孔隙體積整體保持穩(wěn)定；在凍結(jié)階段，微小孔隙和中大孔隙體積均先快速下降后穩(wěn)定；在融化階段，各層的微小孔隙和中大孔隙體積快速升高并最后穩(wěn)定。值得注意的是，大孔隙的體積變化幅值明顯高于微小孔隙。圖14（a）、14（b）是凍融過程中，微小孔隙和中大孔隙在砂土試樣初始狀態(tài)下孔隙體積之比。通過圖14（a）、14（b）可知，在恒溫階段，微小孔隙與中大孔隙體積占比分別在0.23～0.33、0.63～0.77 范圍內(nèi)保持穩(wěn)定；在凍結(jié)階段，凍結(jié)區(qū)第a～f 層 微 小 孔 隙 的 體 積 占 比 降 到0.066、0.071、0.052、0.069、0.083、0.170。中大孔隙體積占比降到0.056、0.052、0.057、0.066、0.069、0.083。凍結(jié)區(qū)微小孔隙與中大孔隙體積占比的下降主要?dú)w結(jié)于負(fù)溫下砂土中的部分水分相變成冰，核磁信號強(qiáng)度降低，導(dǎo)致獲取的孔隙體積占比降低。未凍區(qū)第g～i 層微小孔隙的體積占比降到0.28、0.23、0.20。中大孔隙體積占比降到0.30、0.33、0.34。未凍區(qū)微小孔隙與中大孔隙體積占比的下降主要?dú)w結(jié)于部分未凍水由未凍區(qū)向凍結(jié)區(qū)遷移，核磁信號強(qiáng)度降低，導(dǎo)致獲取的孔隙體積占比降低。在融化階段，凍結(jié)區(qū)第a～f 層的微小孔隙與中大孔隙體積占比均隨著溫度的升高而升高，微小孔隙體積占比上升到0.32、0.36、0.27、0.35、0.38、0.36；中大孔隙體積占比到0.81、0.76、0.73、0.71、0.93、0.96。凍結(jié)區(qū)微小孔隙與中大孔隙體積占比升高主要?dú)w結(jié)于增溫條件下砂土中的部分冰相變成水分，核磁信號強(qiáng)度增強(qiáng)，導(dǎo)致孔隙體積占比增加。而未凍區(qū)第g～i 層的微小孔隙體積占比升高到0.35、0.32、0.34，中大孔隙體積占比升高到0.63、0.68、0.78。未凍區(qū)的微小孔隙與中大孔隙體積占比的上升主要?dú)w結(jié)于部分凍結(jié)區(qū)的水分在重力作用下下滲到未凍區(qū)，核磁信號強(qiáng)度升高，導(dǎo)致獲取的孔隙體積占比升高。

圖14 凍融過程中各層微小孔隙與中大孔隙占比變化Fig. 14 Changes in the proportion of microporosity to medium to large pores in each layer during freeze-thaw：ratio of microporosity to pore volume in the initial state of the sandy soil specimen（a）；ratio of medium to large pores to pore volume in the initial state of the sandy soil specimen（b）；percentage of microporosity relative to medium to large pores in the specimen at a given moment（c）

值得注意的是，盡管微小孔隙與中大孔隙均在凍結(jié)過程中減小，在融化時增大，但二者的變化幅值存在巨大的差異，因而導(dǎo)致其孔隙占比發(fā)生相應(yīng)的變化。圖14（c）是某一時刻下微小孔隙相對中大孔隙在試樣中的孔隙數(shù)量占比。如圖14（c）所示，在恒溫階段，微小孔隙與中大孔隙占比基本保持穩(wěn)定；在凍結(jié)階段，微小孔隙占比增加，中大孔隙占比減??；在融化階段，微小孔隙占比減小，中大孔隙占比增加。這種變化恰恰表明在土體的凍融過程中，無論是水分相變還是水分遷移均是從中大孔隙優(yōu)先發(fā)生然后是微小孔隙。另外，土體經(jīng)歷過凍融過程后，土體的原生結(jié)構(gòu)會遭到破壞，尤其是凍結(jié)鋒面處的e、f層。如圖14（b）所示，經(jīng)歷凍融后凍結(jié)區(qū)第a～f 層中大孔隙分別增加9.1%、4.2%、2.7%、2.3%、2.2%、2.9%，其中e、f 層變化幅值最大。一般情況下，在凍融過程對土體孔隙損傷形式存在差異，凍結(jié)區(qū)與未凍區(qū)孔隙結(jié)構(gòu)發(fā)生不同的架構(gòu)變化，其中凍結(jié)區(qū)受凍脹作用的影響，微小孔隙破壞后連通形成中大孔隙；未凍區(qū)受固結(jié)作用大孔隙壓縮形成微小孔隙。但在負(fù)溫條件下，凍結(jié)鋒面附近e、f層的冰水相變以及水分遷移最劇烈，所以孔隙骨架破壞最嚴(yán)重［31］。

4.3 水分遷移

基于未凍水及其組分的動態(tài)分析，可以發(fā)現(xiàn)砂土樣在凍融過程中存在明顯的水分遷移。水分遷移驅(qū)動力和水分遷移形式一直是凍土水分遷移內(nèi)在機(jī)制的核心問題。前人研究發(fā)現(xiàn)，在土體凍結(jié)過程中水分遷移的驅(qū)動力主要包括兩種：一種是孔隙水壓力變化［6］；另一種是基質(zhì)勢的變化［32］。因而，在低含水量或者粗顆粒土體的凍結(jié)過程中，更傾向于冰汽相變導(dǎo)致的孔隙水壓力變化或者基質(zhì)勢變化作為水分遷移的主要驅(qū)動力［33-34］。此外，在土體凍結(jié)過程中水分一般以液態(tài)水形式和汽態(tài)水形式遷移。在飽和或者含水量比較大的情況下，水分主要以液態(tài)水的形式進(jìn)行遷移，而在低含水量或者粗顆粒土體的凍結(jié)過程中，水分更傾向于以汽態(tài)水的形式進(jìn)行遷移［35-36］。水汽遷移發(fā)生在相互連通的不飽和土壤孔隙中，流量受壓力梯度和土壤擴(kuò)散系數(shù)的控制。壓力梯度通常與含水量和非等溫條件下的溫度梯度有關(guān)［37］。鍋蓋效應(yīng)作為土凍融過程中水汽遷移的重要內(nèi)在機(jī)理，對水汽相變以及水汽遷移的過程進(jìn)行了定量分析，已被廣泛應(yīng)用于粗顆粒土的微凍脹機(jī)理研究。

然而，目前關(guān)于低含水量和粗顆粒土水分遷移的研究大都從宏觀角度關(guān)注未凍水在層與層之間的遷移動態(tài)，極少關(guān)注未凍水各組分（毛細(xì)水和吸附水）之間以及不同孔隙（比如大孔隙與小孔隙）之間的水分遷移動態(tài)?；贛T-CPMG序列的T2分布曲線分析，使得從微觀角度探討土體凍融過程中未凍水及其不同組分在不同孔隙之間的遷移動態(tài)成為一種可能。圖15 是砂土試樣未凍區(qū)第g 至第i 層融化過程中不同孔隙之間的水分變化情況。如圖15 所示，在砂土融化過程中，第g、h 和i 層大孔隙中的含水量分別增加了2.3%、3.1%和3.6%；而小孔隙中的含水量分別增加了1.1%、0.3%和0.5%。凍結(jié)砂土融化過程中，土樣的冰相變成水，在重力的作用下會慢慢下滲到未凍區(qū)；而在未凍區(qū)，下滲的水分先進(jìn)入未凍區(qū)中大孔隙再由大孔隙進(jìn)入小孔隙。由此可以發(fā)現(xiàn)，基于MT-CPMG 序列的T2分布曲線分析，能很好地反映水分從大孔隙到小孔隙的遷移過程。

5 結(jié)論

本文基于核磁共振分層測試技術(shù)對凍融過程中砂土的各層面進(jìn)行未凍水含量的測試。利用反演的T2分布曲線、T2截止值，分析整個凍融過程中未凍水含量、吸附水和毛細(xì)水含量隨溫度的變化過程以及孔隙變化規(guī)律，對比三種采集序列得出如下結(jié)論：

（1）核磁共振技術(shù)中MT-CPMG序列是高效、準(zhǔn)確地分層測定試樣未凍水含量的序列，能夠快速、準(zhǔn)確獲取凍融過程中未凍水的含量及其組分（吸附水和毛細(xì)水）。核磁共振技術(shù)中MT-CPMG 序列為非飽和土在凍融過程中水分遷移的研究提供了一種新技術(shù)。

（2）結(jié)合未凍水變化曲線，分析恒溫-凍結(jié)-融化-再恒溫四階段非飽和砂土未凍水含量的變化情況，在經(jīng)歷過凍融過程后，凍結(jié)區(qū)未凍水含量升高，未凍區(qū)含水量減少，在恒溫后含水量有均一化的趨勢。這是由于水分遷移和重力作用導(dǎo)致的試樣中水分在空間上的重分布。

（3）在凍融過程中，毛細(xì)水和吸附水隨溫度變化可知，凍結(jié)區(qū)與未凍區(qū)毛細(xì)水與吸附水含量變化存在差異，造成這種現(xiàn)象的原因可歸結(jié)為兩點(diǎn)，一為冰水相變，二為水分遷移。

（4）凍融過程對土體結(jié)構(gòu)性要素之一的孔隙分布存在再造作用，凍結(jié)區(qū)與未凍區(qū)孔隙結(jié)構(gòu)產(chǎn)生不同的架構(gòu)變化，其中凍結(jié)區(qū)產(chǎn)生疏松作用，未凍區(qū)產(chǎn)生壓密作用。