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第 47 卷 第 6 期 煤田地质与勘探 Vol. 47 No.6 2019 年 12 月 COAL GEOLOGY 2. School of Civil Engineering and Architecture, Wuhan Institute of Technology, Wuhan 430000, China; 3. China Petroleum Pipeline Anti-corrosion Engineering Co. Ltd., Langfang 065000, China Abstract Red silty mudstone and argillaceous siltstone are the representatives of special rock and soil in Badong ation, are easy to disintegrate when encountering water. According to the uniaxial compression test of rock samples, a numerical model of medium and soft rock uniaxial compression test was established based on PFC2D program. With the characteristics of stress-strain curve, subsection quantitative parameter calibration was used to calibrate the microscopic parameters of soft rock samples. The adjustment and the ratio of tangen- tial bond strength c / c  control specimen under uniaxial compression failure mode. The uniaxial compression test of silty mudstone and argillaceous siltstone with different weathering degree under saturated and natural state was simulated. The distribution and evolution of meso-fabric parameters such as normal contact force, tangential contact force, coordination number and porosity were analyzed. The results show that the numerical can well simulate the uniaxial compression test process of medium hard rock and soft rock. Except for medium weath- ered silty mudstone, weathering degree and water immersion condition can only affect the size of the contact force ChaoXing 104 煤田地质与勘探 第 47 卷 of sample particles in the statistical angle range, but cannot affect the distribution . At the same time, weath- ering degree and water immersion condition prolonged the loading time of significantly decreased coordination number, which decreased with the increase of the number of cracks. Flooding condition and weathering degree have great influence on the porosity evolution of argillaceous siltstone. The degree of weathering has a great influence on the porosity evolution of silty mudstone, but the condition of flooding has little influence. Keywords Badong ation; silty mudstone; argillaceous siltstone; discrete element; bond strength; coordination number 三叠系巴东组红层软岩具有典型的遇水膨胀特 性，是华中地区典型特殊性岩土。对巴东组红层软 岩的研究主要集中在宏观物理力学特性[1-2]、工程地 质特征[3]、软弱夹层特性[4-5]等方面；目前主要的研 究方法是通过 X 射线衍射[6]、电镜扫描[7-8]、岩样压 缩试验[9]等手段，获得红层软岩的矿物成分、颗粒 组成、孔隙度[10-11]特征以及抗压强度特征等。对于 红层软岩单轴压缩条件下微观组构演化规律，特别 是风化程度、浸水条件对微观组构演化的影响方面 研究很少。 基于颗粒流理论的二维 PFC2D离散元程 序是研究岩样压缩试验微观组构演化规律的重要 手段[12]，可以将细观模型参数与宏观力学参数联系 起来，模拟岩石的基本力学特性，实时监测压缩过 程中裂纹发生发展，孔隙度、法向和切向接触力以 及配位数演化过程等。 颗粒流 PFC2D有颗粒接触黏结或颗粒平行黏结 两种模拟模型，接触黏结模型不能传递弯矩，研究 者选择平行黏结接触的更多。J. F. Hazzard 等[13]采 用接触黏结模型分析了花岗岩的破坏特征； 余华中 等[14]对由 Lump 组成的大理岩进行双轴试验研究； 周杰等[15]采用平行黏结模型研究砂岩三轴破坏演化 宏细观机理； 李守巨等[16]对非均质岩石–中晶大理岩 单轴压缩试验破坏过程进行细观模拟研究。目前， 颗粒流程序 PFC2D进行岩石压缩试验细观模拟的研 究，主要针对花岗岩、大理岩、砂岩等硬岩，因为 硬岩应力–应变曲线的弹性变形阶段明显， 有利于微 观参数标定。软岩本身孔隙度大，内部存在较多微 裂隙，初始加载，岩样孔隙度减小，微裂隙闭合， 该过程中应力–应变关系呈非线性， 细观参数的标定 比硬岩复杂。 红色泥质粉砂岩和粉砂质泥岩是三叠系巴东组 红层软岩最有代表性的 2 类岩石。中风化、微风化 红色泥质粉砂岩是典型中硬岩代表，中风化、微风 化的红色粉砂质泥岩是典型的软岩代表。基于以上 2 类岩石在饱和、天然 2 种状态下的单轴压缩试验 获得的宏观力学响应为基础，建立单轴压缩试验 PFC2D数值模型，采用分段标定法对软岩试样的细 观参数进行标定，重点研究浸水条件、风化程度对 试样法向和切向接触力、配位数等主要微观组构参 数演化规律的影响，探寻三叠系巴东组红层软岩单 轴压缩条件下破坏的细观机理。 1 典型中硬岩和软岩应力应变曲线对比 选取巴东组典型微风化红色泥质粉砂岩和微风 化红色粉砂质泥岩进行室内单轴压缩试验，其中， 饱和状态下的微风化泥质粉砂岩和粉砂质泥岩应 力–应变曲线如图 1 所示。图 1 显示饱和微风化泥 质粉砂岩具有典型的中硬岩力学特征，变形阶段可 划分为弹性变形阶段、塑性变形阶段和塑性剪切破 坏阶段； 饱和粉砂质泥岩具有典型的软岩力学特征， 在弹性变形阶段前存在孔隙率减小、微裂隙闭合阶 段，之后进入弹性变形阶段和塑性剪切破坏阶段， 需要说明的是饱和粉砂质泥岩的塑性变形阶段不明 显。中硬岩平行黏结微观参数的标定与传统硬岩细 观参数标定一致，采用定量标定法，即通过试算寻 找细观参数与对应宏观参数之间的函数关系。软岩 的微裂隙闭合阶段，需要单独标定，即所谓分段定 量标定法。 图 1 典型的巴东组中硬岩与软岩应力–应变曲线对比 Fig.1 Comparison of stress-strain curves between typical hard rock and soft rock in Badong ation 2 PFC2D单轴压缩数值模拟的实现 2.1 数值试样制备 进行颗粒流模拟试验时，首先生成试样模型墙 体将颗粒包围，然后通过设置孔隙率，形成给定孔 隙率试样，将试样所有颗粒速度清零，得到稳定试 样。颗粒形状对试验结果有重要影响，采用电镜扫 ChaoXing 第 6 期 肖尊群等 巴东组典型红层软岩单轴压缩试验细观组构特征 105 描对巴东组典型微风化泥岩、中风化泥岩和微风化 砂岩进行扫描，如图 2 所示。图 2 显示巴东组粉 砂质泥岩为隐晶质结构，泥质粉砂岩为碎屑结构， 矿物颗粒形状不明显；就材料本身性质而言，可以 等同于各向同性材料，因此，试样颗粒采用圆盘形 颗粒。试样形成后，撤掉侧壁墙体，并对试样颗粒 设置平行黏结接触，对上下加载板墙体施加速度实 现试样的单轴加载过程， 并记录整个试验过程中上、 下墙体的位移、不平衡力，通过后处理得到试件的 宏观变形过程数据。 图 2 巴东组红色泥岩和砂岩微观结构 Fig.2 Microstructure of red mudstone and silt stone in Badong ation 颗粒流模型尺寸与室内试验试件尺寸一致，试 样宽 50 mm， 高 100 mm， 试件及 PFC2D模型见图 3。 数值模型中，最小颗粒半径取 0.020.05 mm，初始 孔隙率为 0.1，密度 2.64103 kg/m3。粉砂质泥岩试 样和泥质粉砂岩试样都不考虑晶体颗粒形状的影 响，所有细观颗粒形状均为圆盘。 图 3 巴东组典型岩样试件及 PFC2D模型 Fig.3 Typical rock samples and PFC2D model of the Badong ation 2.2 细观物理力学参数标定 平行黏结模型可以假设为均布于接触平面内的 一系列弹簧，具有固定的法向刚度和切向刚度，该 模型主要由法向、切向黏结强度，法向、切向黏结 刚度等参数定义。平行黏结模型不但能传递颗粒与 颗粒相互接触所产生的作用力，而且能传递力矩。 相互接触的颗粒通过传递作用力和力矩发生黏结作 用，可通过设置黏结模型最大法向应力和切向应力 进行控制。当某个最大应力大于其黏结强度时，颗 粒与颗粒间的黏结将发生破坏。平行黏结模型见示 意图 4Fi为接触力， i M为力矩。 图 4 平行黏结颗粒模型示意图 Fig.4 Parallel bond particle model 平行黏结模型在黏结键破坏后转化为线性接触 模型，细观参数的标定包括平行黏结模型参数和线 性模型参数。线性接触模型的细观参数主要有线 性接触有效模量 Ec，颗粒法向刚度与切向刚度比值 kn/ks，摩擦系数 μ；平行黏结模型的细观参数主要有 平行黏结有效模量 c E，颗粒黏结法向刚度与切向刚 度比值 kn/ks，法向黏结强度 c ，切向黏结强度 c 。 细观参数与宏观力学参数间的对应关系是参数 标定的关键。根据现有研究成果，线性接触有效模 量 Ec、平行黏结有效模量 c E影响弹性模量 E；法向 刚度与切向刚度比值kn/ks影响弹性变形的泊松比υ。 采用定量法标定各参数。首先，通过室内实验 确定出材料的宏观力学参数，即弹性模量 E、泊松 比 υ 和抗压强度 c 。实验结果如表 1 和表 2 所示， ChaoXing 106 煤田地质与勘探 第 47 卷 文中选用的抗压强度值为岩石单轴抗压强度。保持 其他细观参数不变，只改变某一个细观参数，计算 得出该细观参数对应的宏观力学参数， 重复该操作， 找出该细观参数与宏观力学参数间的函数关系。 表 1 粉砂质泥岩单轴试验结果 Table 1 Results of uniaxial test of silty mudstone 样品状态 单轴抗压强度 σc/MPa 弹性模量 E/GPa 泊松比 υ 天然微风化 31.19 6.08 0.06 天然中风化 11.69 2.80 0.12 饱和微风化 12.80 3.43 0.03 饱和中风化 5.48 2.07 0.02 表 2 泥质粉砂岩单轴试验结果 Table 2 Results of uniaxial test of argillaceous siltstone 样品状态 单轴抗压强度 σc/MPa 弹性模量 E/GPa 泊松比υ 天然微风化 55.38 14.77 0.21 天然中风化 32.29 8.43 0.19 饱和微风化 35.98 8.57 0.20 饱和中风化 18.44 6.64 0.17 以天然微风化泥岩刚度比 kn/ks标定为例。固定 各个细观参数，分别设置刚度比 kn/ks为 1.0、1.5、 2.0、2.5 几种情况，进行单轴压缩试验，并分别取 峰值强度一半对应的应变计算泊松比，拟合得到泊 松比与刚度比 kn/ks的对应关系如下 υ0.105x–0.071 6 1 式中 υ 为宏观泊松比；x 为刚度比。将室内实验所 得到的泊松比 0.06 代入，可得到刚度比为 1.253。 饱和微风化与饱和中风化泥岩属于软岩，在单轴 压缩试验时， 存在微裂隙闭合阶段， 峰值前应力–应变 并非完全呈线性关系。为了得到较好的模拟效果，本 文采用分段标定法， 根据弹性模量和泊松比， 对应力– 应变曲线的微裂隙闭合阶段单独进行细观参数标定； 这一过程通过自编 FISH 语言程序实现。 各细观参数标定完成后，由于各参数间也会相 互交叉影响，最终得到的宏观力学参数可能跟室内 试验有一定差距，此时需对各细观参数进行微调， 使数值模拟更趋近室内实验。粉砂质泥岩及泥质粉 砂岩各细观参数取值如表 3、表 4 所示。 表 3 粉砂质泥岩各细观参数标定结果 Table 3 Calibration results of mesoscopic parameters of silty mudstone 饱和微风化 饱和中风化 参数 天然微风化 天然中风化 微裂隙闭合阶段 非闭合阶段 微裂隙闭合阶段 非闭合阶段 线性有效模量 Ec/GPa 0.400 3.854 0.113 0.187 0.206 0.335 刚度比 kn/ks 1.253 0.749 0.541 0.973 0.620 1.092 平行黏结有效模量 c E/GPa 4.901 0.085 1.670 2.580 1.013 1.807 法向黏结强度 c /MPa 9.950 2.290 2.084 5.110 1.073 3.000 切向黏结强度 c /MPa 19.910 2.290 4.168 10.220 1.073 3.000 摩擦系数 μ 0.577 0.577 0.577 0.577 0.577 0.577 表 4 泥质粉砂岩各细观参数标定结果 Table 4 Calibration results of microscopic parameters of argillaceous siltstone 参数 天然微风化 天然中风化 饱和微风化 饱和中风化 线性有效模量 Ec/GPa 1.063 0.161 1.089 0.650 刚度比 kn/ks 1.137 3.180 1.000 2.375 平行黏结有效模量 c E/GPa 7.736 10.604 6.187 7.000 法向黏结强度 c /MPa 29.210 20.850 20.520 9.600 切向黏结强度 c /MPa 24.340 17.380 13.680 8.000 摩擦系数 μ 0.577 0.577 0.577 0.577 2.3 单轴压缩过程中试样破坏模式控制 法向和切向黏结强度比值 c / c 决定了试样 的破坏模式，比值越小，试样越趋向于沿竖直方向 劈裂破坏，越大则表现为剪切破坏。实际试验中， 岩石的脆性破坏约占 60，剪切破坏约占 40，因 此，法向与切向黏结强度比值一般在 2.0 以内。 一旦法向和切向黏结强度比值 c / c 确定， 等 比例放大法向、切向黏结强度，进而确定试样的单 轴抗压强度。在标定过程中，首先需要根据室内实 验的破坏模式不断调整法向和切向黏结强度的比 值，然后再根据室内实验获得的抗压强度确定放大 系数。只有当试样的破坏模式和抗压强度与室内实 验基本吻合，才能视为标定完成。 室内试样单轴压缩试验破坏模式整体呈现劈裂 ChaoXing 第 6 期 肖尊群等 巴东组典型红层软岩单轴压缩试验细观组构特征 107 剪切破坏。 室内实验的试样破坏形式划分为 A、 B、 C、 D 型。A 型表示岩样有相当多劈裂面，且有 23 个贯 穿整个岩样的剪切破裂面存在；B 表示两个相互连接 的剪切面贯通，共同剪切岩样，同时存在沿轴向的劈 裂；C 型表示岩样由单一断面剪切滑移产生破坏，与 三轴压缩过程中的破坏形式相似；D 型岩样的端面为 破裂圆锥面，在锥底产生沿轴向的张裂破坏。各破坏 模式对应的试样破坏照片、侧边破坏裂缝展开素描以 及对应的破坏模式数值试验标定分别见图 5图 8。 图 5、图 6 显示 c / c 0.3 时，对应的破坏 模式与室内试验 A 型、B 型破坏模式比较吻合；图 7 显示 c / c 0.1 时，对应的破坏模式与室内试 验 C 型破坏模式比较吻合；图 8 显示 c / c 0.3 时，对应的破坏模式与室内试验 D 型破坏模式比较 吻合。 通过调整法向和切向黏结强度 c / c 的比值， 很好地实现了试样破坏模式的标定。 图 5 不同法向和切向黏结强度比值对应的破坏裂缝A 型破坏 Fig.5 Damage fracturetype A corresponding to different normal and tangential bond strength ratio 图 6 不同法向和切向黏结强度比值对应的破坏裂缝B 型破坏 Fig.6 Damage fracturetype B corresponding to different normal and tangential bond strength ratio 图 7 不同法向和切向黏结强度比值对应的破坏裂缝C 型破坏 Fig.7 Damage fracturetype C corresponding to different normal and tangential bond strength ratio 图 8 不同法向和切向黏结强度比值对应的破坏裂缝D 型破坏 Fig.8 Damage fracturetype D corresponding to different normal and tangential bond strength ratio ChaoXing 108 煤田地质与勘探 第 47 卷 3 试验结果分析 将经过校正后的细观物理力学参数用于颗粒流 模型中，分别进行了砂岩和泥岩压缩试验模拟。对 比图 9、图 10 中 PFC2D模型模拟结果及砂岩和泥岩 室内实验应力–应变曲线，可以看出，不同风化程度 岩样对应的峰值应力差异较大，对于以巴东组红色 泥质粉砂岩、微风化粉砂质泥岩为代表的中硬岩与 一般硬岩的应力应变曲线特征基本一致，而以巴 东组中风化粉砂质泥岩为代表的软岩，在单轴压缩 开始时期存在微裂隙闭合阶段，因此，在应力应 变曲线前期，曲线特征并没有表现为线性变化。采 用分段微观参数标定法，很好地实现了对中软岩单 轴压缩试验的模拟，数值试验的应力应变曲线与 室内实验在达到峰值应力前有较大的拟合度。 图 9 泥质粉砂岩室内实验与数值模拟结果对比 Fig.9 Comparison of laboratory test and numerical simulation results of argillaceous siltstone 图 10 粉砂质泥岩室内实验与数值模拟结果对比 Fig.10 Comparison of laboratory test and numerical simula- tion results of silty mudstone 图 11、图 12 为不同形态的红色泥质粉砂岩及 粉砂质泥岩在 PFC2D模拟下的破坏形态。从模拟结 果可以看出，试样主要表现为劈裂破坏，劈裂面贯 穿试样上下端，在劈裂面发育过程中又衍生新的裂 隙。图 11 显示饱和与天然状态下的微风化泥质粉 砂岩在破坏模式上均表现为竖向剪切裂缝，饱和微 风化岩样比天然微风化岩样贯穿裂缝多。天然微风 化泥质粉砂岩受水浸泡，裂隙被自由水充填，自由 水在微裂隙中形成胀压，使原有裂隙进一步扩大， 同时增加了裂隙的数量，从宏观上表现为膨胀以及 单轴抗压强度下降；饱和微风化红色粉砂质泥岩在 单轴压缩条件下会形成更多的软弱面，破坏时，会 形成更多的贯穿裂缝，正如图 11a 和图 11c 所示， 饱和岩样上下贯穿劈裂数为 2，天然岩样上下贯穿 劈裂数为 1。天然中风化泥质粉砂岩也表现出类似 的特征，中风化泥质粉砂岩微裂隙更多，受水浸泡 影响更大，天然状态和饱和状态下岩样的力学性能 差异更大，正如图 11b 和图 11d 所示，天然中风化 岩样破坏时仅形成 5 条非贯穿裂缝，而饱和中风 化岩样则形成 2 条上下贯穿劈裂和 2 条斜向裂缝。 从微观参数上看，饱和中风化的岩样法向和切向 黏结强度比值 c / c 发生了显著的改变，由 0.1 转变为 0.5。 图 12a 和图 12c 显示饱和微风化粉砂质泥岩 破坏时形成裂缝数量为 7 条，天然微风化试样形成 4 条。图 12b 和图 12d 显示天然中风化粉砂质泥 岩形成 3 条非贯穿裂缝，饱和中风化岩样形成 1 条 贯穿裂缝和多条斜向裂缝，饱和中风化岩样法向和 切向黏结强度比值由 0.5 转变为 0.3。红色粉砂质泥 岩受水浸泡表现出与泥质粉砂岩类似的性质。 4 岩样的微观组构分析 4.1 接触力方向分布 接触力大小、方向在单轴压缩过程中的演化对 研究岩石微观组构具有十分重要的意义。在各试样 单轴压缩试验过程中，由不同轴向应变对应试样内 部颗粒之间的平均法向接触力、平均切向接触力大 小、方向的统计结果绘制玫瑰花图，通过玫瑰花图 可以获得试样在整个单轴压缩试验过程中接触力的 演化过程。 在单轴压缩试验过程中，红色泥质粉砂岩和粉 砂质泥岩试样接触力演化具有相似特征， 图 13 为天 然中风化粉砂质泥岩接触力演化玫瑰花图，该玫瑰 花图径向坐标为平均接触力，单位为 N，该图绘制 轴向应变 0.1、0.3、0.5试样已破坏3 种状态 ChaoXing 第 6 期 肖尊群等 巴东组典型红层软岩单轴压缩试验细观组构特征 109 图 11 泥质粉砂岩破坏裂隙图 Fig.11 Failure fractures diagram of argillaceous siltstone 图 12 泥岩破坏裂隙图 Fig.12 Failure fractures diagram of mudstone 下对应的整个试样不同方向平均法向接触力、平均 切向接触力统计结果。从图 13 可以看出不同压缩 阶段，法向接触力的分布范围一致，每个统计角度 范围内，法向接触力在达到破坏前均随轴向应变的 增大而增大，破坏后有明显降低。对于切向接触力， 其分布范围一致，切向接触力在达到破坏前随轴向 应变的增大而增大， 破坏后左右两侧有明显的降低， 而上下两端却有轻微的增大。 图 13 天然中风化粉砂质泥岩接触力演化 Fig.13 Contact force evolution of natural moderately weathered silty mudstone a. 法向接触力 绘制饱和、天然状态下不同风化程度的红色粉 砂质泥岩和泥质粉砂岩达到破坏时的法向接触力分 布玫瑰花图，分别如图 14、图 15 所示。分析图 14、 图 15 可知 法向接触力分布大小表现出比较明显的 各向异性，粉砂质泥岩与泥质粉砂岩分布规律基本 一致。中风化试样比同类型的微风化试样法向接触 力显著降低，宏观表现为单轴压缩强度显著下降； 相同风化程度的饱和试样法向接触力比天然试样显 著降低，宏观上表现为单轴压缩强度显著下降。说 明风化程度和浸水条件仅仅改变试样颗粒间的法向 接触力大小，不能改变法向接触力的分布形式。 b. 切向接触力 绘制饱和、天然状态下不同风化程度的红色粉 ChaoXing 110 煤田地质与勘探 第 47 卷 图 14 粉砂质泥岩试样加载完成时法向接触力分布玫瑰花图 Fig.14 Rose diagram of normal contact force distribution of silty mudstone samples upon completion of loading 图 15 泥质粉砂岩试样加载完成时法向接触力分布玫瑰花图 Fig.15 Rose diagram of normal contact force distribution of argillaceous siltstone samples upon completion of loading 砂质泥岩和泥质粉砂岩达到破坏时的切向接触力分 布玫瑰花图，如图 16、图 17 所示。分析图 16、图 17 可见 切向接触力玫瑰花图呈现典型的“花瓣状”， 微风化粉砂质泥岩和泥质粉砂岩、中风化泥质粉砂 岩，颗粒间切向接触力的分布形式基本一致，试样 所有角度范围内均存在切向接触力，饱和状态下试 样颗粒间的接触力比天然状态下颗粒间接触力小很 多，宏观表现为单轴抗压强度显著减小。中风化粉 砂质泥岩试样则表现出与其他 3 类试样不同的特 征，首先表现为最大切向接触力的方向更加趋向于 水平，另外，在试样上下两端，饱和状态下试样的 切向接触力比天然状态下切向接触力大。 图 16 粉砂质泥岩试样加载完成时切向接触力分布玫瑰花图 Fig.16 Rose diagram of tangential contact force distribution of silty mudstone samples after loading ChaoXing 第 6 期 肖尊群等 巴东组典型红层软岩单轴压缩试验细观组构特征 111 图 17 泥质粉砂岩试样加载完成时切向接触力分布玫瑰花图 Fig.17 Rose diagram of tangential contact force distribution of argillaceous siltstone samples after loading 对于粉砂质泥岩，风化程度和浸水条件不仅改变了 其局部切向接触力分布形式，也改变了切向接触力 的大小。对于泥质粉砂岩，风化程度和浸水条件仅 仅改变了试样颗粒间切向接触力的大小，不能改变 切向接触力的分布形式。 4.2 配位数与风化程度关系 配位数为颗粒之间的平均接触数，是反应岩样 微观组构的重要参数，配位数的演化关系直接反应 岩样单轴压缩过程中颗粒之间相对移动程度。 图 18 为不同风化程度泥质粉砂岩配位数随时 间、裂隙数量之间的演化关系。分析图 18a 可知 单轴压缩试验前期， 配位数随时间关系呈水平曲线； 随着单轴压缩试验的进行，试样内部产生裂隙，配 位数缓慢减小；随着加载的继续，裂隙数量继续增 多、同时原有微裂隙进一步扩展、试样轴向应变进 一步加大，配位数急剧减小。配位数随时间的变化 关系可大致划分为平稳阶段、缓慢下降阶段和急剧 下降阶段。微风化试样配位数进入缓慢下降、急剧 下降的加载时间比中风化试样长，这与中风化岩样 的单轴抗压强度比微风化试样小的客观事实相符。 相同风化程度的天然试样与饱和试样相比，配位数 进入缓慢下降、急剧下降的加载时间要长，这与饱 和状态下，试样单轴抗压强度显著下降的客观事实 相符。各试样急剧下降阶段曲线的斜率基本一致， 说明进入破坏阶段后，岩样自身强度对配位数的影 响很小。从图 18b 也可得到类似结论，分析图 18b 可知相同风化程度的试样配位数与裂隙数曲线基 本重合，但不同风化程度试样配位数与裂隙数曲线 有明显差异，说明浸水条件对砂岩的配位数影响较 小，风化程度对配位数影响较大。 图 18 不同风化程度的红色泥质粉砂岩配位数演化曲线 Fig.18 Coordination number evolution curves of red argillaceous siltstone with different weathering degrees 图 19 为不同风化程度红色粉砂质泥岩配位数 随时间、配位数与裂隙数量之间的演化关系。配位 数与时间变化关系特征与红色泥质粉砂岩基本一 致。配位数与裂隙之间的变化关系特征与红色泥质 粉砂岩的差异主要表现在饱和中风化和天然中风化 的关系曲线上，分析图 19b 可知从配位数–裂隙关 ChaoXing 112 煤田地质与勘探 第 47 卷 系曲线看，饱和中风化试样与天然中风化试样并不 像红色泥质粉砂岩呈基本重合，而是有着不同的变 化斜率，说明浸水条件对中风化泥岩配位数演化影 响较大。 图 19 不同风化程度的红色粉砂质泥岩配位数演化曲线 Fig.19 Coordination number evolution curve of red silty mudstone with different weathering degree 4.3 孔隙度与风化程度的关系 孔隙度是研究试样内部相对位移及裂隙发育的 一个重要参数。 图 20 为不同风化程度的泥质粉砂岩 孔隙度与时间、裂隙数量之间的演化关系。图 20a 显示在单轴压缩前期，试样内部微裂隙逐渐闭合， 孔隙度缓慢变小；随着加载的进行，内部产生新的 裂隙并贯穿整个试样，孔隙度急剧增大。微风化试 样达到孔隙度急剧增大的加载时间较中风化试样更 长，宏观表现为微风化试样抗压强度较大。相同风 化程度的天然试样达到孔隙度急剧增大的加载时间 较饱和试样更长，这与饱和状态下试样单轴抗压强 度显著下降的客观事实相符。分析图 20b 可知在 新裂隙产生初期，孔隙度依然会减小，之后表现为 平稳变化，随着裂隙的增多，孔隙度呈现出不同程 度的增大趋势。相同风化程度的试样在裂隙产生初 期，曲线基本重合，而不同分化程度的试样则表现 出一定的差异，说明浸水条件对砂岩的孔隙度影响 较小，而风化程度对砂岩的孔隙度影响较大。 图 20 不同风化程度的泥质粉砂岩孔隙度演化曲线 Fig.20 Porosity evolution curves of argillaceous siltstones with different degrees of weathering 图 21 为不同风化程度红色粉砂质泥岩孔隙度 随时间、裂隙数量之间的演化关系。图 21a 显示 粉砂质泥岩孔隙度随时间的变化特征基本与泥质粉 砂岩一致，唯一不同表现在天然中风化泥岩在加载 过程中，孔隙度呈现缓慢增大的趋势，可能是因为 试样内部不存在微裂隙或微裂隙较少。分析图 21b 可知天然微风化试样与饱和微风化试样孔隙度与 裂隙数的变化曲线基本重合，天然中风化试样与饱 和中风化试样的曲线趋势基本一致。不同风化程度 的试样孔隙度与裂隙数曲线， 表现出很大的差异性， 说明浸水条件对泥岩的孔隙度影响较小，而风化程 度对泥岩的孔隙度影响较大。 ChaoXing 第 6 期 肖尊群等 巴东组典型红层软岩单轴压缩试验细观组构特征 113 图 21 不同风化程度的粉砂质泥岩孔隙度演化曲线 Fig.21 Porosity evolution curves of silty mudstones with different degrees of weathering 5 结 论 a. 巴东组红色粉砂质泥岩与泥质粉砂岩单轴 压缩破坏形式以纵向剪切劈裂破坏为主，具体可分 为 4 种典型的破坏模式，4 种破坏模式从细观参数 上看，表现为组成岩石颗粒法向黏结强度与切向黏 结强度比值 cc /的差异。 b. 采用分段定量标定法对软岩进行细观参数 标定，可以得到很好的模拟效果，通过数值模拟分 析， 可以得到组成岩样的细观颗粒参数的分布和演 化规律。 c. 不同压缩阶段，法向和切向接触力的分布范 围一致， 在达到破坏前都随轴向应变的增大而增大， 破坏后有明显的降低，但切向接触力在试样上下两 端依然表现为较小的增长。 d. 对于粉砂质泥岩， 风化程度和浸水条件不仅 改变了其局部切向接触力分布形式，也改变了切向 接触力的大小。对于泥质粉砂岩，风化程度和浸水 条件仅仅改变了试样颗粒间切向接触力的大小，不 能改变切向接触力的分布形式。 e. 风化程度对试样配位数和孔隙度影响较大， 浸水条件对粉砂质泥岩和微风化泥质粉砂岩影响较 小，对中风化泥质粉砂岩影响较大。 参考文献 [1] 余宏明， 胡艳欣， 唐辉明. 红色泥岩风化含砾粘土的抗剪强度 参数与物理性质相关性研究[J]. 地质科技情报，2002，214 93–95. 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