软岩的物理力学特性 - 图文

3软岩的物理力学特性

3.1软岩的成分

软岩一般是由固体相、液体相、气体相三相组成的多相体系，有时由两相组成。固体相是由许许多多大小不等、形状不同的矿物颗粒按照各种不同的排列方式组合在一起，构成软岩的主要部分，称为“骨架”。在颗粒间的孔隙中，通常有液相的水溶液和气体形成三相体，有时只被水或气体充填形成二相体。颗粒、水溶液和气体这3个基本组成部分不是彼此孤立地、机械地混在一起，而是经过了漫长的地质过程的建造和改造作用使其相互联系、相互作用，共同形成软岩的物质基础，并决定软岩的力学特性。

固相颗粒是软岩的最主要的物质组成，构成软岩的主体，是最稳定、变化最小的成分，在三相之间相互作用过程中，一般居主导地位。对于固相颗粒部分，在进行软岩的工程地质研究时，从颗粒大小的组合、矿物成分、化学成分3个方面来考虑。组成软岩的液体相部分实际上是化学溶液而不是纯水。将溶液作为纯水研究时，基于颗粒的亲水性而形成的强结合水、弱结合水、毛细水、重力水对软岩工程地质也有很大的影响。

3．1．1软岩粒组及粒度成分

软岩的粒度成分是指软岩中各种大小颗粒的相对含量。粒组是将粒径的大小分为若干组。粒组划分的原则是，首先考虑在一定的粒径变化范围内，其工程地质性质是相似的，若超过了这个变化幅度就要引起质的变化。而粒组界限的确定，则视其主导作用的特性而定。其次要考虑与目前粒度成分的测定技术相适应。

目前我国广泛应用的粒组划分是：

(1)卵石组(d>2mm)。多为岩石碎块。这种粒组形成的软岩，孔隙粗大，透水性极强，毛细水上升高度极小，无论在潮湿或干燥状态下，均没有连结，可塑性、膨胀性、压缩性均极小，强度较高。

(2)砂粒组(d=2～0．05mm)。主要为原生矿物，大多是石英、长石、云母等。这种粒组软岩孔隙较大，透水性强，毛细水上升高度很小，可塑性和膨胀性较小，压缩性极弱，强度较高。

(3)粉粒组(d=0．05—0。005mm)。是原生矿物与次生矿物的混合体，它的性质介于砂粒与黏粒之间。由该粒组形成的软岩，因孔隙小而透水性弱，毛细水可上升到一定高度，有一定的压缩性，强度较低。

(4)黏粒组(d<0．005mm)。主要由次生矿物组成。由该粒组形成的软岩，其孔隙很小，透水性极弱，毛细水上升高度较高，有可塑性、膨胀性，强度较低。

3．1．2软岩中矿物成分的类型

软岩的固体相部分，实质上都是矿物颗粒，并且是一种多矿物体系。不同的矿物其性质各不相同，它们在软岩中的相对含量和粒度成分一样，也是影响软岩力学性质的重要因素。

(1)原生矿物组成软岩固体相部分的物质，主要来自岩石风化产物。岩石经过物理风化、迁移作用、沉积作用、成岩作用而形成软岩。原生矿物仍保留着风化作用前存在于母岩中的矿物成分。软岩中原生矿物主要有硅酸盐类矿物、氧化物类矿物，此外尚有硫化物类矿物及磷酸盐类矿物。

硅酸盐类矿物中常见的有长石类、云母类、辉石类及角闪石类等矿物。常见的长石类矿物有钾长石(KAlSi308)和钙长石(CaM208)，它们不太稳定，受风化作用易形成次生矿物。常见的云母类矿物有白云母[KAl2(AlSi3 010)(OH，F)2]和黑云母[K(Mg，Fe，Mn)3 AlSi3 O10

(OH)2]，两者都不易风化，云母类矿物含较多的Fe、Mg、K等元素。常见的辉石类和角闪石类矿物有普通辉石[Ca(Mg，Fe，A1)(si，A1)206]和普通角闪石[ca2Na(Mg，Fe)4(Al，Fe3+)(Si，X1)4011(OH)2]。

氧化物类矿物中常见的有石英、赤铁矿、磁铁矿，它们相当稳定，不易风化，其中石英是软岩中分布较广的一种矿物。软岩中硫化物类矿物通常只有铁的硫化物，它们极易风化。磷酸盐类矿物主要是磷灰石。

(2)次生矿物。原生矿物在一定的气候条件下，经化学风化作用，进一步分解，形成一种新的矿物，颗粒变得更细，甚至变成胶体颗粒，这种矿物称次生矿物。次生矿物有两种类型：一种是原生矿物中的一部分可溶的物质被溶滤到别的地方沉淀下来，形成“可溶的次生矿物”；另一种是原生矿物中可溶的部分被溶滤走后，残存的部分性质已改变，形成了新的“不可溶的次生矿物”。

可溶性次生矿物的形成主要是由于各种矿物中含有化学性质活泼的K、Na、ca、Mg及cl、s等元素。这些元素呈阳离子及酸根离子，溶于水后，在迁移过程中，因蒸发浓缩作用形成可溶的卤化物、硫酸盐及碳酸盐。这些盐类一般都结晶沉淀并充填于软岩的孔隙内，形成不稳定的胶结物；未沉淀析出的部分，则呈离子状态存在于软岩的孔隙溶液中，这种溶液与黏粒相互作用，影响着软岩的工程地质性质。不可溶性的次生矿物有次生二氧化硅、氧化物、黏土矿物。

次生二氧化硅是由原生矿物硅酸盐经化学风化后，原有的矿物结构被破坏，游离出结晶格架的细小碎片，由Si02组成，氧化物多由Fe3+、A13+和02。、OH一、H20等组成的矿物，如磁铁矿等。

黏土矿物是原生矿物长石及云母等硅酸盐类矿物经化学风化而成，主要有高岭石、水云母(伊利石)、蒙脱石等。黏土矿物是软岩的重要组成部分。

3．1．3矿物成分与粒相的关系

软岩是岩石经受复杂的地质作用(风化作用、搬运作用、沉积作用)和自然因素影响而形成的。一定的地质因素必然形成一定类型的软岩，使它具有某种粒度成分和矿物成分。

卵石组一般由物理风化形成的岩石碎块组成。卵石组由于颗粒粗大，所以一般都保留着母岩的原有矿物成分、结构和构造。一般来说，母岩的强度影响卵石组软岩的工程地质性质。比如未风化的花岗岩强度较高，由它形成的颗粒组成的软岩，其强度也较高；反之，泥岩、页岩易风化、强度低，由它形成的软岩强度也就较低。

砂粒组的矿物成分主要是原生矿物，在较细粒中也有次生矿物。砂粒中常见的矿物有石英、长石、云母及其他黑色矿物等主要造岩矿物。砂粒的矿物成分对其形成的软岩工程地质性质有一定的影响。上述几种矿物力学强度的次序是石英>长石、云母>方解石、白云石。石 英硬度大，抗风化能力强。长石、云母都经受了不同程度的化学风化作用，且硬度小于石英；而云母本身有韧性，较柔软，所以强度低。方解石、白云石硬度更低，还有溶蚀性，所以强度更低。由上述矿物各自组成的软岩，应该反映矿物本身的强度特征。

粉粒组往往由抗风化能力较强的矿物组成，如石英等。长石、云母及其他黑色矿物抵抗风化能力弱，尤其是当它们粒径很小时更易变成次生矿物，所以在粉粒中较少见，而次生矿物如高岭石反而易见。

黏粒组的矿物成分几乎都是由次生矿物与腐殖质组成的。而次生矿物中以不可溶性的次生二氧化硅、黏土矿物和氧化物为主，但也有可溶性的次生矿物。

黏土矿物是组成黏粒的主要矿物成分，由于其结晶格架构造不同，对形成软岩工程地质性质的影响也不相同。

黏粒组中的可溶性次生矿物以碳酸盐类为主。由于遇水后易溶解，从而使软岩的孔隙

增大，结构疏松，强度降低。由于孔隙溶液的离子成分、浓度、pH值均将影响黏粒表面扩散层厚度的变化，所以软岩的工程地质性质也随之而改变。

腐殖质是在风化壳中由于生物活动而堆积下来的有机质完全分解后形成的。当软岩中有机质含量较高时，亲水性、可塑性较高，压缩性大，透水性及抗剪强度较低。

总之，矿物成分与粒组有一定的关系，矿物的固有特性影响着软岩的工程地质。

3．2软岩中的膨胀性矿物及其特征

3．2．1软岩中的膨胀性矿物

膨胀性软岩的成分与泥质有关，而泥质的主要成分是黏土矿物。黏土矿物是指具有片状或链状结晶格架的铝硅酸盐，它是由原生矿物长石及云母等铝硅酸盐矿物经化学风化而成。 铝硅酸盐由两个主要部分组成，即硅氧四面体和铝氧八面体，由于这两种基本单元组成的比例不同，形成不同的黏土矿物。黏土矿物主要分为三大类，即高岭石(Kaolinte)、蒙脱石(Montmo—rilonite)和伊利石(Illite)。黏土矿物的存在很大程度上决定了软岩的性质。 图3—1是我国部分煤矿软岩膨胀性矿物成分实验分析结果。由图中可以看出，不同地质时期形成的软岩其经受的构造运动次数不同，成岩和压密作用不同，因而膨胀性黏土矿物及其含量也各不相同。按生成时代和黏土矿物特征可将软岩分为三种类型：

(1)古生代软岩。主要包括上石炭二叠系软岩。其主要的黏土矿物为高岭石、伊利石和伊／蒙混层矿物，基本不含蒙脱石，或蒙脱石不能独立存在(只能以混层矿物存在)且混层矿物混层比比较低(20％一25％)。

(2)中生代软岩。主要包括侏罗系、白垩系及部分二叠系软岩。其主要黏土矿物为伊／

蒙混层，其次为高岭石、伊利石，蒙脱石含量较少(一般低于10％)，混层比多在50％～70％。 (3)新生代软岩。主要包括第三系软岩。主要黏土矿物为蒙脱石、伊／蒙混层和高岭石。

3．2．2软岩膨胀性矿物的物理化学特征

不同生成时代的软岩其天然含水量、比表面积、阳离子交换量等物理化学性质不同，如图3—2所示。煤矿软岩为沉积岩，地质年代越老，成岩和压密作用越强；经受的构造运动和岩浆活动的次数越多，其岩石中的含水量越少。一般地说，从蒙脱石型软岩、伊利石型软岩到高岭石型软岩，其含水量呈递减的趋势。古生代软岩的含水量小于8％，中生代软岩为5％一15％，新生代软岩为10％一20％。

古生代软岩不含蒙脱石，且高岭石含量较高。中生代软岩由于含少量的蒙脱石和大量的伊／蒙混层矿物及高岭石、伊利石等，因而比表面积在100～350m2／g之间，阳离子交换量多为20～50mmol／l00g。新生代软岩由于蒙脱石含量较高，因此比表面积在150—450m2／g之间，阳离子交换量多为25～60mmol／l00g。

3．2．3软岩膨胀性矿物的水理特征

水理性质是指岩石在溶液作用下所表现出来的性质，包括岩石的吸水性、水力传导性、软化性、抗冻性、可溶性和膨胀性。对煤矿软岩工程来说，重要的是软岩的膨胀性和吸水性。我国部分矿区不同时代软岩的水理性质见表3—1。古生代软岩由于基本不含有蒙脱石，因而吸水性低，岩块吸水率小于10％，膨胀性弱，软化不明显。中生代软岩由于含有少量的蒙脱石和大量的伊／蒙混层矿物，因而吸水性较明显，岩块吸水率为10％～70％，有较强的膨胀性和软化性，也有部分弱膨胀和低吸水能力型，这与其膨胀性矿物含量有关。新生代

软岩由于含有量的蒙脱石和伊／蒙混层矿物，因而吸水能力强，岩石吸水率在20%~80%之间，膨胀性和软化性显著。

3．2．4软岩膨胀性矿物的力学特征

不同时代的软岩由于黏土矿物成分和含量不同，因而具有不同的结构构造、物化性质、水理性质，并且最终使其力学特性明显不同。我国部分矿区软岩的力学指标如图3—3所示。

古生代软岩由于结构致密，因而单轴抗压强度多为20~40Mpa,抗拉强度为1~2MPa ，长期强度多为瞬时强度的50%~80%,弹性模量较大，泊松比较小。中生代软岩的单轴抗压强度多为15~30MPa,抗拉强度多为0.4~1MPa,长期强度多为瞬时强度的40%~70%，弹性模量较低，泊松比较大。新生代软岩单轴抗压强度多为10MPa，抗拉强度多为0.1~0.5MPa ,长期强度多为瞬时强度的10%~40%，弹性模量很小，泊松比很大。

3．2．5软岩膨胀性矿物的微观结构特征

由于软岩中的颗粒细小，黏土矿物变化很大，目前对其结构尚提不出系统的成因分类，仅是根据偏光显微镜和扫描电镜下的不同特征给出宏观结构特征和微观结构特征。

3．3我国膨胀软岩的赋存特点 我国膨胀软岩的分布十分广泛，东起渤海之滨的山东龙口矿区，西到新疆六道湾煤矿；

南起广东茂名矿务局石鼓煤矿，北到黑龙江鸡西矿务局的穆棱煤矿。从膨胀软岩形成地质时代区分，早自上二叠统，晚到上第三系甚至早更新统都有。从我国膨胀软岩的成因类型区分，几乎包括国外膨胀软岩所有类型，因此，我国膨胀软岩的工程性质是十分复杂的。

3．3．1沉积型泥质膨胀软岩

3．3．1．1晚二叠系泥质膨胀软岩

对我国9省区(山西、河北、河南、安徽、湖北、湖南、江苏、浙江、宁夏)18个矿山和工程(汾西矿务局柳湾矿、水峪矿，引汾人沁工程，开滦矿务局赵各庄矿，邯郸矿务局陶二矿，平顶山矿务局四矿、七矿、十一矿，淮南矿务局潘集一号井、二号井、三号井、新庄孜矿、李一矿，淮北矿务局芦岭矿，徐州矿务局柳新庄矿，浙江长广矿，涟邵牛马司矿，石嘴山矿务局石嘴山矿等)韵117个上古生界(中石炭统至上二叠统)泥质样宏观、微观研究和x射线衍射等实验室研究结果如下：

(1)在黏土矿物组构上，以伊利石为主，仅个别层位的铝土页岩和本溪统的中下部以高

岭石为主。有效蒙脱石含量小于5％。

(2)上古生代泥岩都属于强胶结和极强胶结，因而具有较高的强度和风化耐久性，不具膨胀性。但淮南煤田潘集矿区上石盒子组的深灰色泥岩、炭质页岩，淮南新庄孜矿区的灰色泥岩、砂质泥岩，徐州柳新矿上二叠统灰色泥岩、黑色泥岩，浙江长广煤矿上二叠统灰黑色泥岩等，蒙脱石含量较高(7％～15％)的岩石，属微膨胀及弱膨胀泥岩。

3．3．1．2上侏罗统一白垩系泥质膨胀岩

我国8省市区，如四川重庆、云南、内蒙古、辽宁、吉林、黑龙江、湖北等13个矿山工程和地区，如重庆北碚、沙坪坝、巴南区、乐山龙池煤矿、开运小龙潭煤矿、大雁、扎赉诺尔、平庄矿务局、伊敏河、霍林河、元宝山露天矿、扶余油田、阜新东梁矿等泥质岩样研究结果如下：

(1)中生代泥岩中既有非膨胀性泥岩、微膨胀性泥岩，也有大量的强膨胀和剧膨胀的泥岩，这是中生界泥岩和古生界泥岩的最显著区别。

(2)蒙脱石含量有明显时代规律性。

1)三叠系及中下侏罗统泥岩中黏土矿物以伊利石为主，蒙脱石含量小于10％。

2)大兴安岭以西、阴山以北广大地区的上侏罗统泥岩，强度低，胶结程度差。蒙脱石含量高，大多数为20％～35％，个别层位高达58％。一般具有显著膨胀性，如霍林河、伊敏河、元宝山等露天矿，扎赉诺尔、大雁、平庄矿务局均属此种类型。中上侏罗统是我国北方火山强烈喷发期，大量的火山灰在碱性沉积盆地中转化为蒙脱石，使其具有很强的膨胀性。

3)中生代白垩纪红色泥岩，如吉林梅河三井盆地底部亦分布有很高膨胀性的赤色泥岩。

3．3．1．3下第三系泥质膨胀软岩

下第三系泥岩由于成岩时间短，胶结程度差，都属于软岩，是我国主要的膨胀软岩地层。我国6省区(山东、辽宁、吉林、广东、河北、新疆)11个工程和矿山(龙口矿务局北皂矿、洼里矿、梁家矿，沈阳矿务局前屯矿、大桥矿，抚顺的露天矿，舒兰矿务局舒兰街矿，珲春矿务局，茂名矿务局石鼓矿，山东张家洼铁砂，河北蓟县电厂，克拉玛依炼油厂等)106个泥岩岩样研究结果如下：

(1)蒙脱石含量高，通常大于10％，小于45％，最高可达71％。蒙脱石与伊利石、高岭石构成不规则的混合物。

(2)物理化学活性强。大多数泥岩的比表面积超过100m2／g，阳离子交换量为20~55mol/100g，决定了下第三系泥岩水稳性很差。

(3)胶结程度差，膨胀性显著，强度低(小于30MPa)，风化耐久力差。下第三系泥岩属弱胶结，干燥失水后在水中呈泥状或碎屑状破坏，大多属弱膨胀和强膨胀泥岩，个别属于剧膨胀泥岩，如龙口一黄县煤田的黏土岩。

3．3．1．4上第三系泥岩

广西那龙煤矿、右江煤矿，云南小龙潭煤矿、昭通煤矿等泥岩样品分析结果如下： (1)蒙脱石含量高(10％～31．6％)，物理化学活性强(阳离子交换量为100～305．7mol／lOOg)。

(2)成岩胶结程度低，为弱胶结，水稳性差，膨胀性显著(弱膨胀至强膨胀)，强度低，风化耐久性差，遭受一次干湿循环作用便解体成泥状。

(3)在新第三系泥岩中也有少量中等和强胶结的泥岩，如广西宁明灰褐色泥岩，蒙自盆地含CaC03的泥灰岩高达77．8％。

3．3．2蒙脱石化中基性火成岩类膨胀软岩

火成岩通常是坚硬岩体，当遭受热液蚀变作用，特别是低温热液蚀变作用后，矿物成分转化，成为易于膨胀和风化的软弱岩体。如沈阳前屯矿的玄武岩蒙脱石化作用，可能与该区

地下热水的活动有关。

3．3．3蒙脱石化凝灰岩类膨胀软岩

国内外大多数膨润土矿床都是火山灰(凝灰岩)成岩过程中脱硅作用的产物。高度蒙脱化的膨润土，除吉林刘房子、营城九台、长春石碑岭煤矿等具有开采价值的钠基膨润土外，大多数这类膨胀软岩蒙脱石含量小于50％，不具有开采价值。这种类型的膨胀软岩在抚顺局的露天矿和龙凤矿、沈阳局前屯矿和大桥矿、鸡西局穆棱矿、舒兰局、蛟河矿、石碑岭矿等都有，但其膨胀势随蒙脱石含量多寡而不同，蒙脱石含量超30％以上的凝灰岩其膨胀性是十分显著的。

3．3．4断层泥类膨胀软岩

这类岩石受构造运动影响，原岩已被碾成细小的粉末，黏粒和粉粒较多。矿物成分已难用肉眼辨别，只有不多的砂粒级的棱角小颗粒分散其中。断层泥常为绿色、紫红色，视原岩而定。但经风化后皆为褐黄色，有时略显条带状，这与断层强力错动时细颗粒定向排列有关。它的分布代表了断层面的位置会具有一定残余应力。断层泥厚度从数毫米到数厘米，规模较大的可达40m，如梅河三井的断层泥赤色泥岩。断层泥具有吸水膨胀特性，特别是在应力松弛条件下，更容易吸水膨胀和出现强度软化效应，因而成为膨胀软岩的一种特殊类型。

3．4软岩的力学特性

3．4．1软岩的单轴抗压特性

3．4．1．1 完整岩样的单轴抗压特性

表3—2是峰峰矿务局通二煤矿一550m水平各种软岩的单轴抗压试验结果。由表中可以看出，泥页岩强度的软化效应极强烈，软化系数变化于0．39～0．43。砂岩的软化情况差异较大，泥质粉砂岩的软化系数为0．54，而粉砂岩和细砂岩的软化系数都高达0．87—0．90。显然，软岩中含泥量的高低直接决定着其力学性质遇水恶化的程度。

图3—4是各类软岩在天然状态下和饱和状态下的应力一应变曲线。由图中可见，泥岩和页岩具有明显的压密阶段，变形量占峰前变形量的20％～35％：线性变形段占峰前变形量的50％～65％：非线性变形段占10％～20％；砂岩的压密变形量占峰前变形量的10％～25％； 近似线性段占55％～74％；非线性段占10％～15％。

3．4．1．2裂隙岩样的单轴抗压特性

图3—5是粉砂岩的力学指标随压应力方向与结构面方向夹角的变化趋势图。由图可知，作用力与结构面的相对方向对岩体的强度和弹性模量的影响是显著的。随着作用力方向与结构面之间夹角(?)的增加，单轴抗压强度首先是逐渐降低，随后又缓慢提高。当??44?时， 抗压强度最低，仅为16MPa，与??0?时的抗压强度相比，降低了38．5％。将各试验值平均，所得到的裂隙岩样的抗压强度为20．6MPa，与同类岩性的无裂隙岩样的抗压强度相比，降低了55％，最大降低了65％，最小降低了43．6％。由此可见，由于不连续结构面的存在，岩体的抗压强度会大大恶化。

裂隙岩样的弹性模量也具有较强的各向异性。从总趋势看，在作用力方向与结构面方向夹角的整个变化范围(0?~90?)内，岩样的弹性模量值是不断降低的，含裂隙岩样的平均弹性模量约为3200MPa，与完整岩样的弹性模量相比，下降了57％，最大降低了68．2％，最小降低了44．3％。

图3—6为含裂隙岩样的应力一应变关系曲线。由图可知，含裂隙岩样的裂隙压密阶段的应变量有所增加，尤其是??44?。后的几条曲线，增加更为明显。例如，??44?时，

??90?时，?压密占总应变量的47％；??0?时，占?压密?0.4%，占峰前总应变量的50％；

占压密仅占20％左右。

3．4．2软岩的抗拉强度特性

3．4．2．1 完整岩样的单轴抗拉特性

表3—3为不同含水率状态下完整岩样的抗拉强度试验结果。由表3—3可知，泥岩的软化效应明显，泥页岩在饱和状态下的抗拉强度为天然状态下的40．6％～42．0％。对砂岩而言，这种软化效应则大大减弱，饱和与天然状态下的抗拉强度比为86．7％一95．5％。天然状态下，泥页岩的抗拉强度与抗压强度比为5．0％～9．2％，砂岩则为7．9％～10．4％，两者无明显差异。而对饱和岩样而言，泥页岩的抗拉、抗压强度比为5．1％～8．5％，砂岩的则为7．1％～10．O％，两者也无明显差异。同时可知，泥页岩的抗拉强度明显低于砂岩的抗拉强度，由于泥质粉砂岩抗拉、抗压强度比为5．1％一8．5％，砂岩的则为7．1％～10．0％，两者也无明显差异。同时可知，泥页岩的抗拉强度明显低于砂岩的抗拉强度，由于泥质粉砂岩的含泥量较高，所以其强度值更接近于泥页岩类，若除去该岩类，泥页岩的抗拉强度为砂岩的36．5％。很明显，两类岩性具有不同的力学形态。

3．4．2．2裂隙岩样的单轴抗拉特性

A含裂隙页岩的抗拉强度

表3—4是砂质页岩抗拉强度试验结果。结果表明，随着结构面方向与作用力方向间夹角的增大，岩样的抗拉强度呈上升趋势，在??60?和??80?时的抗拉强度分别比??0?时的抗拉强度提高了2．77和4．31倍；??0?、??60?和??80?时的抗拉强度分别比无裂隙岩样的抗拉强度低77．4％、37．3％和2．4％。显然，当?值提高时，结构面对岩 样抗拉强度的影响逐渐减弱。

B含微层理粉砂岩的抗拉强度

表3—5为含微层理粉砂岩在不同方向作用力下的强度特征和破坏特征。由表中可见，含层理岩样的抗拉强度随p角的变化规律与含裂隙的情况基本相同，即抗拉强度随?角的增加而增加，当??90?时的抗拉强度比??0?时的抗拉强度提高了3.2倍。当?较小时，破坏面主要产生于层理之间；当?角增大时，逐步过渡到岩石中。因此，层理岩样与完整岩样的抗拉强度比值也由??0?时的25．3％增大到??90?时的94.1%。

3．4．3软岩的三轴抗压力学特性

在围压条件下，砂岩类、砂质页岩类和泥岩类的应力～应变破坏的全过程曲线如图3-7至图3-9所示。

由图可见，在相同围压作用下，砂岩类变形量小，轴向破坏荷载高；而砂质页岩和泥岩类则变形量大，轴向破坏荷载小，砂质页岩和泥岩类相对表现出塑性变形破坏的特征。

3．5软岩的工程力学特性

软岩之所以能产生显著塑性变形，是因为软岩中的泥质成分黏土矿物)和结构面控制了软岩的工程力学特性。一般说来，软岩具有可塑性、膨胀性、崩解性、分散性、流变性、触变性、离子交换性和易扰动性。

3．5．1可塑性

可塑性是指软岩在工程力的作用下产生变形，去掉工程力之后这种变形不能恢复的性质。低应力软岩、高应力软岩和节理化软岩的可塑性机理不同，低应力软岩的可塑性是由软岩中泥质成分的亲水性所引起的，而节理化软岩是由所含的结构面扩展、扩容引起的，高应力软岩是泥质成分的亲水性和结构面扩容共同引起的。

低应力软岩可塑性可用液限(WL)、塑限(WP)和塑性指数(IP)来描述。低应力软岩一般是泥岩、泥页岩类，遇水容易软化。当和水充分作用时，可变成液体而流动。人们把达到流动状态的界限含水量(颗粒含水重量与风干颗粒的重量百分比)称为液限。另一方面，水量逐渐减少，软岩变硬但刚开始开裂，达到该状态前所失去的水量和干样品的重量百分比，称为塑限。评价低应力软岩的可塑性程度，一般用塑性指数这个术语。塑性指数是液限和塑限的含水量之差(IP?WL?WP)，表示了塑性的含水量范围。

节理化软岩的可塑性变形是由于软岩中的缺陷和结构面扩容引起的，与黏土矿物成分吸水软化的机制没有关系。描述结构面扩容，一般用塑性扩容内变量(?P)。这方面的研究尚待进一步深入。高应力软的可塑性变形机制比较复杂，前述两种机制(结构面扩容机制和黏

土矿物吸水软化机制)可同时存在。高应力软岩塑性变形机制的研究基本上是空白。

3．5．2膨胀性

软岩在力的作用下或在水的作用下体积增大的现象，称为软岩的膨胀性。根据产生膨胀的机理，膨胀性可分为内部膨胀性、外部膨胀性和应力扩容膨胀性三种。

内部膨胀是指水分子进入晶胞层间而发生的膨胀。例如：蒙脱石的单位构造层厚度为1．54nm，遇水成为胶体状时则增大到2nm左右。Norrish用Na型蒙脱石浸在不同的盐类溶液中，逐渐降低溶液浓度，并观察其底面的间距变化，到2nm为止呈阶梯状增大，到10～20nm则与盐类浓度的平方根的倒数成比例增大。比2nm更大的值，可能不仅是底面问距的增加，而是由各种不同值的混合层引起的。在常温下观察蒙脱石的层问水状态，则可见到其层间水呈平行于水分子并有规则的层面排列。和水继续作用，则水分子层相继在层问平等堆积，扩大层间距离。这种水分子层的发育受交换性离子(电荷、原子价、大小及吸水性能)的影响，在水分子层的发育方面可达到数层的厚度。大体上可以认为，它是对峙于层间域的氧元素面的阴电荷和交换性离子的吸水性能，向层问吸入水分子；由于水分子的偶极子性质，水分子与氧形成氢键而排列，一层水分子上发育另一层水分子。因这两层问有解交换性离子，水分子配位在各离子的周围，所以有离子存在的地方，水分子的排列似乎有点紊乱。Na型蒙脱石膨胀速度小，但能形成厚的水分子层，其原因之一可能是层问以一价来牵引，其引力小所致。“型蒙脱石也一样，但由于离子半径小，水分子层很少发生紊乱。Mg、Ca型蒙脱石中，水分子层的发育在单位构造高度的增加是有限度的(2nm)，与一价离子相比，这可能是由于层问的牵引力较强所致。

外部膨胀性，是极化的水分子进人颗粒与颗粒之间而产生的膨胀性。因为黏土矿物都是层状硅酸盐，所以其表面积主要是底表面积。也就是说，水主要存在于小薄片与小薄片之间，并使其膨胀，这种膨胀性称外部膨胀性。黏土矿物和黏土结晶学的研究表明，所谓膨胀，就是水和其他液体在进入层间的瞬间即形成黏土矿物晶体的一部分。Fujioka和Nagahori(1960)发现，用常规膨胀量测定装置测定的数值很大，大到仅用内部膨胀难以解释的程度，因此，黏土矿物的膨胀可能不仅有内部膨胀的机制，而且存在着外部膨胀的机制。内部膨胀也称为层间膨胀，外部膨胀是粒间膨胀，是相对于层问膨胀而言的。黏土颗粒的集合体浸透水和溶液时，进入粒间空隙比进入各颗粒的层间可能容易些。各颗粒只要是呈板状形态的层状硅酸盐，那么沿底面容易破裂，各颗粒的形状也大半是平行于底面的板状体。因此，把颗粒之问的膨胀看作黏土颗粒的表面与水或者溶液的相互作用，而且表面主要是由底面组成的。

扩容膨胀性，是软岩受力后其中的微裂隙扩展、贯通而产生的体积膨胀现象，故亦称应力扩容膨胀性。如果说内部膨胀是指层间膨胀、外部膨胀是指粒间膨胀的话，扩容膨胀则是集合体间隙或更大的微裂隙的受力扩容。前两者的间隙是原生的，后者主要是次生的；前两者的膨胀机理是一种与水作用的物理化学机制，而后者则属于力学机制，即应力扩容机制。

实际工程中，软岩的膨胀是综合机制。但对低应力软岩来讲，以内部膨胀和外部膨胀机制为主；对节理化软岩来讲，则以扩容机制为主；对高应力软岩来讲，可能诸种机制同时存在且均起重要作用。

3．5．3崩解性

低应力软岩和高应力软岩、节理化软岩的崩解机理是不同的。低应力软岩的崩解性是软岩中的黏土矿物集合体在与水作用时膨胀应力不均匀分布造成崩裂现象；高应力软岩和节理化软岩的崩解性则主要表现为在巷道工程力的作用下，由于裂隙发育的不均匀造成局部张应力集中而引起的向空间崩裂、片帮的现象。当然，高应力软岩也存在着遇水崩解的现象，但不是控制性因素。关于低应力软岩的崩解性研究，曲永新(1979，1985)、时梦熊(1985)、徐晓岚(1985)、傅学敏(1991)等做了很多试验工作。时梦熊根据崩解特征．将低应力软岩归结为四种崩解类型，如表3-6所示。

3．5．4流变性

软岩是一种流变材料，具有流变特性的材料的力学性状和行为是流变学(Rheology)的研究范畴。流变性又称黏性(Viscosty)，是指物体受力变形过程与时间有关的变形性质。软岩的流变性包括弹性后效、流动、结构面的闭合和滑移变形；流动又可分为黏性流动和塑性流动。弹性后效是一种延迟发生的弹性变形和弹性恢复，外力卸除后最终不留下永久变形；流动是一种随时间延续而发生的塑性变形(永久变形)，其中黏性流动是指在微小外力作用下发生的塑性变形(永久变形)，塑性流动是指外力达到极限值后才开始发生的塑性变形；闭合和滑移是岩体中结构面的压缩变形和结构面问的错动，也属塑性变形。从微观和宏观分析，弹性后效是晶体群和晶格的滞后变形，黏性流动是颗粒问的非定向转动，而塑性流动是沿微观滑移面的滑动，闭合和滑移则是微观和宏观结构面的变形方式。尽管其机理各不相同，但表现形式一致，且往往同时发生在同一物体上，因此在研究时很少加以区分。

软岩的流变性主要表现在软岩的蠕变性、松弛性和流动极限的衰减性质。

3．5．4．1蠕变性

蠕变性是指在恒定荷载作用下发生的流变性质，用蠕变方程和蠕变曲线来表示。蠕变(Creep)和流变是有区别的。蠕变给定了应力，流变中应力可以是变量。蠕变是流变的一种表现。

在较高的应力水平下，蠕变曲线一般可分为三个阶段，如图3一l0a所示。

I阶段——衰减蠕变。应变速率由大逐渐减小，蠕变曲线上凸。

Ⅱ阶段——等速蠕变。应变速率近似为常数或为0，蠕变曲线近为直线。 Ⅲ阶段——加速蠕变。应变速率逐渐增加，蠕变曲线下凹。 并不是任何材料在任何应力水平上都存在蠕变三阶段。同一材

料，在不同应力水平上的蠕变阶段表现不同，可分为以下三种类型，如图3一l0b所示。

(1)稳定蠕变。在低应力水平下(盯=盯d)，只有蠕变I阶段和Ⅱ阶段，且Ⅱ阶段为水平线，永远不出现Ⅲ阶段那种变形速度增大而导致破坏的现象。

(2)亚稳定蠕变。在中等应力水平下(盯=盯。2+盯c3)，也只有蠕变I阶段和Ⅱ阶段，但阶段蠕变曲线为稍有上升的斜直线，在相当长的期限内不致出现Ⅲ阶段。

(3)不稳定蠕变。在比较高的应力水平下(盯=盯。l>orc2>叮。3)，连续出现蠕变I、Ⅱ、Ⅲ阶段，变形在后期迅速增长而导致破坏。

材料的蠕变曲线通常是通过实验得到的，也可以通过现场实测得到。应该指出，只有无支护巷道的围岩变形曲线属于蠕变曲线，因为无支护巷道内压力为0，外压力即原始地应力始终不变，因此，其变形曲线是在不变荷载条件下所测得的。对于有支护的巷道，支护反力随着围岩的挤压而不断增长，因此围岩受到的内压力是随时间变化的。这时的围岩变形曲线就不能算做蠕变曲线而可视为一种流变曲线。在实测资料分析中应注意这一点。

3．5．4．2松弛性

松弛性是指在保持恒定变形条件下，应力随时间延续而逐渐减小的性质，用松弛方程

[??const,f(?,t)?0]和松弛曲线表示（如图3-11）。

松弛特性可划分为三种类型：

(1)立即松弛。变形保持恒定后，应力立即消失到0，松弛曲线与?轴重合，如图3—11中?6曲线。

(2)完全松弛。变形保持恒定后，应力逐渐消失，如图3—11中?5,?4曲线。

(3)不完全松弛。变形保持恒定后，应力逐渐松弛，但最终不能完全消失，而趋于某一定值，如图3—11中?3,?2曲线。

此外，还有一种极端情况：变形保持恒定后应力始终不变，即不松弛，松弛曲线平行于t轴即图3—1中?1曲线。

在同一条件下，不同材料具有不同类型的松弛特性。同一材料，在不同变形条件下也可能表现为不同类型的松弛特性。松弛曲线也是由实验得到的．

3．5．4．3流动极限的衰减性质

流动极限，就是具有流变性材料的屈服极限。实验证明，它往往随时间的延长而衰减。在蠕变曲线族上，选取各线上骤然上升的拐点作为流动极限，则可相应地找到经历各时间后的流动极限值，从而绘出衰减曲线。

材料的流动极限衰减性质对于实际工程施工具有重要意义。例如，为了防止围岩由于强度衰减而造成的破坏区扩大以致冒落，应该及早对巷道围岩进行支护和加固。

t=0时的流动极限就是瞬时流动极限，常常近似地称为瞬时强度。t??时的流动极限称为长期流动极限，或称为长期强度。材料的长期强度是大型永久性工程设计所必不可少的主要指标。在复杂应力状态下，流动极限的衰减表现为屈服条件的变化，在主应力空间或主应力平面上就意味着屈服面或屈服曲线的缩小。对于库仑屈服条件，这种衰减主要是黏结力的降低。

虽然流动极限的衰减性质有着重要的实际意义，但是由于目前的实际资料还很少．所以在流变分析中还很难考虑这一因素。

3．5．5易扰动性

软岩的易扰动性是指由于软岩软弱、裂隙发育、吸水膨胀等特性，导致软岩抗外界环境扰动的能力极差，对卸荷松动、施工震动、邻近巷道施工扰动极为敏感，而且具有吸湿膨胀软化、暴露风化的特点。 综合上述各节，可以看出，不同地质时期的软岩由于其生成环境不同，矿物含量也不同，表现在工程上，其水理性质、化学性质和力学性质都存在较大的差别。

3．6软岩的抗剪强度恢复

通过试验研究发现，软岩在发生剪切破裂后，破裂面在水胶合的作用下会重新产生一定的强度，这种现象称为软岩的强度恢复。

软岩的强度恢复直剪试验。选取灰白色泥岩两组和白色泥质粉砂岩两组共12块进行抗剪强度直剪试验，抗剪强度参数如表3—8所示。试验结果如图3—12、图3—13所示。

图3—12、图3—13和表3—8说明，完整岩块的强度是较高的，且粉砂岩抗剪强度高于泥岩很多，主要表现在内摩擦角的增加。当将岩样多次剪切，一般七八次，最后两次试验值相差无几，此时即得残余抗剪强度。图中数据表明，残余强度比峰值强度大大降低，且粉砂岩比泥岩降低的幅度更大。

在进行重复剪切试验，获取残余强度后，为了解泥质岩类的强度恢复情况，又将岩样复位加水饱和24h，再进行剪切试验。试验表明：泥质粉砂岩的强度恢复幅度比泥岩要高。并非泥质含量越高的岩石恢复水连结后获得的恢复强度越高，可以想象，纯为粉砂组成的非泥质胶结的粉砂岩，破坏后在水的作用下不会有强度恢复现象。这样可以得出。结论，泥质含量达到一定程度的泥质粉砂岩，强度恢复幅度大。

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