土质学基础知识.ppt

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1、土质学基础,一、土的来源与物质组成,1 土的来源 土是母岩经过风化作用、搬运作用、沉积作用形成的松散堆积物质。因此，土是由岩石风化而来的。另一方面：沉积岩是土经过成岩作用形成的岩石，因此，土和岩石实际上是互为物质来源，在地质历史时期是相互转化的。,岩土循环过程示意图,火山爆发的熔岩流,火山爆发场景,冰岛火山爆发照片,花岗岩风化作用,台湾野柳风景区,女王头石,风力侵蚀：海蚀风,风力侵蚀作用：风蚀城堡、风蚀柱、风蚀蘑菇、风蚀洼地,戈壁滩,流水的侵蚀作用,V形谷流水侵蚀作用,怒江大峡谷,崎岖不平的云贵高原,南方红壤水土流失造成红色沙漠,瀑 布,河流沟谷、峡谷,侵蚀形成的石山地貌,角峰冰川的侵蚀作用,

2、U形谷冰川侵蚀作用形成,峡湾冰川侵蚀作用,海浪侵蚀作用,成土作用,冰川堆积,风沙堆积作用漫天黄沙的塔克拉玛干沙漠,新月型沙丘风力堆积作用形成,带有大量沙粒的气流，如果遇到灌丛或石块，风沙受阻堆积下来，就形成沙丘。如果没有植被的滞阻，沙丘在风力作用下则成为流动沙丘，它会淹没农田村舍，破坏交通。,风力堆积作用,戈壁 沙漠 黄土,黄土高原,流水沉积,山区洪积扇,河流中的沉积和冲刷阶地（渭河流域）,2 土中矿物,（1）原生矿物：母岩中的矿物未经改变留在土体中 的矿物叫原生矿物。主要是性质稳定的石英、长石、云母（2）次生矿物：土壤形成过程中以及土壤形成以后生成的新的无机矿物。传统指次生粘土矿物：高岭石、

3、伊利石、蒙脱石。（3）水溶盐：存在于土壤孔隙水中的可溶性盐。（4）有机质：存在于土壤中的动植物分解的残骸，彻底分解的有机质称为腐殖质。（5）次生氧化物和难容盐：存在于土颗粒间起胶结作用的物质，使土的性质随时间变化。,3 按照土堆积的地点与母岩的关系分类,（1）残积土：母岩风化后未经搬运而与母岩处于同一地点的土叫残积土（2）坡积土：母岩风化后经过重力短距离搬运的土（3）运积土：岩石风化后经过搬运作用而存在于与母岩有一定距离的土。运积土按照搬运力不同分：1）洪积土；2）冰渍土；3）冲积土；4）风积土,4 按照土的沉积环境分类,（1）残积土（2）动水沉积土：坡积土，洪积土，冲击土（3）静水沉积土：湖

4、相沉积土，海相沉积土（4）风积土（5）冰渍土,5 土的三相系,土与一般固体物质性质有极大的不同，就是因为组成土体是三相系，三相之间的相互作用和三相比例的变化及各相的物质组成变化是土的性质变化的内因。土的三相：指土矿物颗粒组成的固相，土孔隙中的水组成的液相和土孔隙中的气体组成的气相。土质学主要集中研究土的三相组成对土性质影响最显著的粘性土的物理力学性质。实际上即使是纯的砂土，土的三相比例变化也对其性质具有极大的影响。,二、晶体粘土矿物结构,1.粘土矿物的基本特性土壤中的晶体粘土矿物是母岩在经受化学风化而成土过程中形成的层状硅酸盐晶体矿物。晶体粘土矿物常呈薄片状、板条状、管状、纤维状等形态，厚度在

5、1/101/1000m量级，长度和宽度一般在几微米以内。粘土矿物内部电荷经常处于不平衡状态，因此表面可阳离子和水分子，在水中能分散成胶体悬浮状态。由于粘土矿物具有可塑性、粘结性、膨胀性、阳离子交换与吸附特性等特殊性质，是土壤中最活跃的成分之一，因此成为土质学的主要研究对象。,膨胀土放大2000倍后的片状矿物图像,膨胀土放大10,000后的图片，显示片状、板状矿物,2 硅酸盐和层状硅酸盐,地球上硅酸盐矿物约占自然界已知矿物种类的1/3，占岩石圈重量的80%90%，是主要的造岩矿物。硅酸盐是由硅酸阴离子和各种金属阳离子组成的盐类，其骨干是硅离子和氧离子。层状硅酸盐通常是由SiO四面积层和AlOH八

6、面体层组成。由硅氧配位组成的四面体SiO44-是最稳定的基本结构单元，硅氧四面体可以呈孤立的岛状形式，也可以通过公用氧离子相互连接成其它形状：环状、链状、层状等。层状硅酸盐晶体结构中，除了层状硅氧四面体层外，还有AlOH八面体层与硅氧四面体层共同形成粘土矿物晶胞。,3 层状硅酸盐粘土矿物晶体结构,（1）基本晶片 组成晶体最基本的单元叫晶片，粘土矿物最基本的晶片通常由SiO四面积层和AlOH八面体层组成。SiO四面积层由硅氧四面体公用氧离子展布而成；AlOH八面体层由AlOH八面体公用OH离子展布而成。,AlOH八面体、八面体层和符号,SiO四面体、四面体层排列和符号,2.晶片的组合粘土矿物晶体

7、通常有四面体片和八面体片组合形成层状硅酸盐的晶层。粘土矿物晶体的晶胞按照两种晶片的配合比例分为1:1和2:1两大类型。,1:1型晶胞,2:1型晶胞,3 典型粘土矿物晶体结构,高岭石的晶体结构，典型的高岭石晶体由70100层晶胞组成,蒙脱石的晶体结构，典型的蒙脱石晶体由几层十几层晶胞组成,K+,K+,K+,伊利石的晶体结构，典型的伊利石晶体由十几几十层晶胞组成,4 层状硅酸盐的矿物分类,前面介绍的几种矿物是土体中最常见的粘土矿物。实际上层状硅酸盐类矿物还有几十种。层状硅酸盐矿物分类首先按照组成矿物的两种晶片比例不同分成1:1的二片型硅酸盐和2:1的三片型硅酸盐两大类。然后按照晶层间的电荷数分类，

8、再将八面体片中通过同型替代而生成的不同阳离子成分将其分成亚类，最后根据具体矿物成分划分到种。当层间电荷为0时，没有额外的层间阳离子，这时矿物只有较好的解理而缺乏膨胀性；当层间电荷为时,遇水膨胀失水收缩；当层间电荷为时，层间化学键增强遇水膨胀有限；当层间电荷为1以上时，没有膨胀性。,层状硅酸盐矿物分类,5.典型粘土矿物的基本物理力学性质,（1）高岭石的理论结构式为：Al4Si4O10(OH)8，不含层间水，但常含有石英、云母、长石、蒙脱石等杂质。晶胞厚度7.2A，晶体由70100层晶胞组成。比重2.582.61，塑性指数1725，残余内摩擦角100130，水稳定性好。（2）伊利石的理论结构式为：

9、KAl2(AlSi3O10)(OH)2nH2O,典型的伊利石含K2O 6.3%，阳离子交换量大约在1040毫克当量/100g，具有一定的吸水膨胀特性，晶胞厚度10A，比重2.63.0，残余内摩擦角90110。（3）蒙脱石的理论结构式为：Al2Si4O10(OH)2nH2O,阳离子交换量大约在70130毫克当量/100g，具有一定的吸水膨胀特性，晶胞厚度12A19A，比重2.22.7，塑性指数100650，残余内摩擦角40100,三、土壤中的氧化物,土壤中的粘粒矿物组成，除了层状硅酸盐晶体矿物外，还有铁、锰、铝、钛、硅等氧化物及其水合物。虽然氧化物矿物在绝大多数土壤中数量上是次要成分，但它们所取

10、的作用都是不能忽视的。土壤中的粘粒含量极其矿物组成是成土过程的产物，也是成土条件的反映。由于土壤中粘粒氧化物既有晶体状态，也有非晶体状态，还经常与粘土矿物胶结在一起，因此其分离困难，造成研究程度弱。,1 土中粘粒氧化物的存在状态 土中粘粒氧化物在成土过程中总是处于非晶质到晶质的老化过程中，在有机物作用下可以由晶质到非晶质方向活化。非晶质的氧化物胶体常称作无定形物质，比表面积很大，如无定形Fe(OH)3为303m2/g,Al(OH)3达到441m2/g。土壤中的氧化物以单粒、凝胶、氢氧聚合物等形式存在。还经常与层状硅酸盐矿物相结合，使粘土矿物的负电荷数量下降，阳离子交换量降低，土粒间连接增强。土

11、壤中的氧化物还可参与次生粘土矿物的生成，如Fe2O3和Al2O3共存时，在一定条件下能生成蒙脱石。,2 主要粘粒氧化物的性质(1)氧化铁 土壤中的氧化铁颗粒可以在粘粒范围，也可以更大。一般土壤中，铁氧化物含量可达到土壤总重的4%25%。主要特点：1）大多数情况下是含量最高的氧化物，活动性也高，环境条件稍微变化都会对铁氧化物形态和性质发生影响；2）氧化铁在土壤团聚体形成过程中起到重要胶结作用，要分析粘粒的胶体性质通常要经过去铁处理；3）由氧化铁胶结的土壤通常渗透性低、孔隙小，孔隙率低，土壤脱水后易形成结核和硬壳，造成土壤板结。我国红壤是含铁高的典型土壤。,（2）氧化硅在大多数土壤中，硅是氧之后的

12、最丰富元素。其形态从氧化硅直到复杂的硅酸盐。次生氧化硅可呈胶体形式出现，如蛋白石；也可呈隐晶和微晶结构，如方英石、磷英石、次生石英等。氧化硅凝胶是一种活性很高的吸附剂，具有很大的表面积和孔隙率，在pH3.5时带负电荷，在成土过程中形成一种活性表面。由于氧化硅凝胶的胶结作用，使土壤孔隙率增大，脆性增加。,（3）氧化铝土壤中的各种游离铝构成不同形态的转化序列，在土壤形成过程中从离子态无定形态晶质态的老化过程中。土壤中的铝与氧形成六配位化合物，为次生粘土矿物形成提供铝氧片，铝还可以与Si-O四面体中的Si发生同晶置换，成为次生粘土矿物的一部分。土壤中的活性铝含量与土壤风化成都相关，风化程度越高，交换

13、型铝含量越低，铝从水溶性羟基铝可交换的氧化铝凝胶三水铝石八面体铝氧片方向转变。,3 氧化物的功能,（1）氧化物的巨大表面使其具有较大活性,（2）氧化物的胶结作用使粘土颗粒聚集（3）氧化物胶体的两性离解可使其带正电，与带负电的粘土颗粒发生反应而降低粘土矿物的阳离子交换量（4）氧化铝吸附氧化硅胶体发生化学反应成为粘土矿物颗粒,四、粘土矿物鉴定,粘土矿物鉴定的方法有很多，但到目前为止，还没有一种方法能够比较准确确定各种粘土中的粘土矿物的含量。由于天然粘土中往往存在多种粘土矿物，常需要几种方法综合分析，才能比较准确鉴定土中存在的矿物种类。1 差热分析法是粘土矿物鉴定的最常用方法，利用不同晶体在加热过程

14、中发生相变而吸热或放热的原理来鉴定粘土矿物。,高岭石,水化埃洛石,蒙脱石,伊利石,蛭石,2 X射线衍射分析,X射线衍射分析是研究晶体构造和鉴定晶体粘土矿物最常用的方法。原理是利用单色光通过晶体不同层面后产生反射线会存在相位差而出现干涉现象得到晶体参数。,3 化学分析法化学分析是测定粘土的化学全量，常用氧化物含量表示，如SiO2、TiO2、Al2O3、Fe2O3、FeO、MnO、CaO、K2O、Na2O、SO3、H2O等。然后采用最优拟合的方法，根据不同矿物分子式，推算它所包含的矿物种类和含量。但因为粘土中往往含多种矿物，这种推算的精度比较差。4 其它方法染色法、红外光谱法、能谱法、电子显微镜法

15、等,五、土壤中的有机质,1 概述土壤中的有机质存在是土区别于一般固体物质的主要特性之一，有机质是土壤固相物质最易变化、性质最不稳定的组分，含有机质的土壤力学性质研究一直是土力学界关注的问题，也是目前为止研究最薄弱的领域。土壤中的有机质可分为两大类：（1）非腐殖质：化学成分与生物体相同的普通有机化合物，如低分子有机酸、单糖、氨基酸、蛋白质、纤维、木质素、脂蜡和色素等。（2）腐殖质：动植物遗体在土壤中发生化学变化后生成的新的特殊化合物，到目前为止还不知道确切的物理性质和化学性质的物质，如泥炭、底泥等,但是，土壤中的腐殖质和非腐殖质并无清楚的界限，没有办法将他们完全分别开来。这是由于：一方面他们在土

16、壤中通过不同的力彼此结合在一起；另一方面，它们的某些组分还是相同的。同时，土壤中的有机质通过物理的或（和）化学的力与土的固体颗粒相结合，结合的牢固程度各不相同，有些结合得很牢固，以至于不改变其矿物成分就没有办法将其分离。土壤中的有机物性质在土壤中处于不断变化中。如动物残骸和植物残体中的易分解部分在土壤中的半衰减期一般小于3个月（0.25年），它们不断分解为CO2、H2O和各种中间物质，并转化为腐殖质和微生物。土壤中的腐殖质仍然在不断矿化和转化为微生物，不过其分解速率比非腐殖质慢得多。,2 土壤中有机无机复合体的数量,土壤中的腐殖质不仅与粘土颗粒有相互作用，长期共存，并且有一部分腐殖质与粘粒结合

17、得非常紧密，构成有机无机复合体，一般物理化学手段不能将其分离。土壤中的有机无机复合现象不仅发生在粘粒晶体表面，还可以发生在晶层间。土壤中有机无机复合体的数量指有机物与无机物相互复合而构成复合体的数量，而没有复合的有机部分和无机部分不计在内。实验上，将土壤中游离的有机质用重液（H2O2)法除去后，量测土壤中有机无机复合体中的含C量占土壤总含C量的百分数称为有机无机复合度。表3测试结果表明土壤中大多数有机质以有机无机复合体形式存在。,表3 土壤中的总C含量和有机无机复合度,3 土壤有机无机复合的机理,土壤中有机化合物与粘粒的复合机理比较复杂，结合的方式很多，主要是通过库伦引力和范德华力作用。（1）

18、库仑引力：库伦引力是正负电荷间的静电吸引力，带负电的粘土颗粒与带正点的有机物胶体颗粒吸引在一起。（2）范德华力：分子中的电子旋转过程中产生的振动偶极间的相互作用力。是大分子量的有机物与粘土颗粒结合的主要作用力。,4 土壤中有机无机复合体的性质,由前面的分析结果可见，土壤中的有机碳中50%90%是一有机无机复合体形态存在。有机胶体与无机土粒复合后，使土壤的稳定性和表面性质都发生变化。（1）粘性土的微团聚体有两种：1）完全由无机胶体团聚的原生微团聚体；2）由有机无机复合体团聚的基本微团聚体。原生微团聚体是由粘土颗粒经范德华力或阳离子凝聚而成，团聚体较密实，孔隙小，孔隙率低，渗透性低，抗剪强度较高，

19、粒间连接较强。原生微团聚体中，水是定向颗粒间的结合键，粘粒间靠吸着水膜相互连接，当含水率低时，吸着水膜变薄，连接增强，含水率增加，颗粒间连接减小，直至土粒呈流动性。,当基本微粒团聚体是有机无机复合体团聚体时，有机胶体常覆盖于无机粘粒或粘粒团聚体外表，它有降低粘粒间内聚力的作用。当团聚体表面基本都被活性有机物覆盖，则相邻颗粒或团聚体间的内聚力很小甚至为0，这时土壤将具有水稳定性好、疏松多孔、内聚力小的特殊粘土。在水中不膨胀但易分解成单粒或表面有有机质覆盖的团粒。如蒙脱石颗粒吸附蛋白质后，憎水性提高，吸水性和膨胀性都降低。如有一类粘土为分散土，其成因就是在土粒或土团外有憎水的有机胶粒覆盖，遇水作用

20、极易分散成单个的胶粒而漂浮于水中。但是，若蛭石粘土颗粒外覆盖丁基、丙基、戊基铵后，膨胀性将大增；小的烷基铵离子可由钙蒙脱石中换出部分钙离子，这时也会引起蒙脱石的膨胀性增加。*可见：有机质可能降低土的膨胀性，也可能增加土的膨胀性。,（2）有机无机复合体土壤的结构性土壤团聚体中含有与之结合的有机质后，将使土壤的粗孔隙增加，在孔隙中形成疏水性胶膜，从而阻止渗透水流对土壤团聚体的破坏作用，增强土的渗透性和渗透稳定性。,六、土壤中的水,1 概述充填于土粒孔隙中的水和气，对土的性质影响很大。同时，这两个组分更容易随外界条件改变而变化。如大气降水或干旱都使地下水位升降，土中水和气的比例发生明显的变化，即含水

21、率和饱和度的变化，从而使土体的性质和状态发生变化。特别是土中水的水量和类型直接决定着土的性状。,2 土中水的类型 自然界的土中水在气温影响下状态发生变化，可以呈固态（冰）、液态和气态（水蒸汽)存在。广义而言，土颗粒矿物内部的结晶水和层状硅酸盐中的OH-1离子也属于水。各种形态的水在土中存在的位置和活动能力是不同的。有的在常温常压下即可以移动或转化，有的需要在高温或高压下才能转化和移动。,按照土中水存在的状态和所处位置将其分为如下主要类型：（1）固态水 1）矿物中的化学结合水：结构水、结晶水、沸石水 2）土壤孔隙中的固态水：冰（2）液态水 1）土粒表面的吸着水：强吸着水、弱吸着水 2）土壤孔隙中

22、的非吸着水：毛细水、重力水（3）气态水 水蒸汽，因为在土壤中存在比例很低，经常可以忽略。,3 土中水的特征,（1）矿物中的化学结合水 1）结构水：以OH-或H+离子形式存在于矿物晶格的固定位置上，如粘土矿物中Al-OH八面体中的OH-就属于这种类型的水，一般不呈水分子，只有加热到45005000C时，这些离子才从晶格中析出而成水，同时矿物的化学成分发生变化。2）结晶水：以水分子的形式存在于矿物格的固定位置上，比例固定。如石膏：CaSO42H2O、苏打NaCO310H2O等的水都是结晶水。结晶水在加热到1500C 4000C即可析出。结晶水析出后矿物成分变化。,3）沸石水：以水分子形式存在于矿物

23、相邻晶胞之间的水，水量不固定，不影响矿物的晶格构造，析出时也不改变矿物化学性质，加热到800C到1200C即可析出。如方解石、蒙脱石、伊利石晶胞间的水。（2）土粒表面的吸着水 水分子由两个H+及一个O-2构成，整个水分子是中性的。由于水分子键角大约为1050，电荷分布不对称而呈偶极分子。水中的阳离子吸引水分子的阴极而形成水化阳离子。,O2-,H+,H+,1050,H2O分子,Na+,H2O,水化阳离子,粘土颗粒表面带有一定的负电荷，当土粒与水相接触时，由于静电作用力，将吸引水化阳离子和水分子，在土粒周围形成一定厚度的水膜，这个水膜中的水主要受静电引力作用，与一般的水的性质有明显区别，叫表面吸着

24、水。吸着水的主要性质有：1)密度大1.21.4g/cm3,粘滞度高，流动性差，在小的水力梯度下不流动，不符合Darcy定律；2)比热达1.1cal/g，介电常数低于正常水，冰点低于00C;3)粘土颗粒间通过共用吸着水膜连接，使粘土具有粘性、可塑性；4)在压力作用下，吸着水膜缓慢变薄，使粘土具有流变性；5)根据吸着水所受静电引力的强弱可分为强吸着水和弱吸着水。,（3）土壤孔隙中的毛细水毛细水是受毛细管作用和重力作用共同控制其运动的水。我们可以把土的孔隙看作连续的变截面毛细管。将毛细管放在水中，管中的水位会上升到一定的高度，毛细管的直径越细，管内水位上升的越高，这种使管内水位上升的力叫毛细吸力。,

25、毛细管示意图,在常温常压下均匀的毛细管中水的毛细上升高度hc与毛细管半径r有如下关系：当r=0.1mm时，hc=150mm,这与砂土（粒径0.51mm)的情况相当；粘土的孔隙直径约为0.1m，按上式计算的hc将达到150m,实际上粘土的hc大约3 4m。造成这样大的差别主要原因是砂土中的孔隙大小是变化的，其中细的孔隙先被毛细水站满，阻止了毛细水上升，大的孔隙中，毛细水上升高度有限。,（4）孔隙中的重力水和固态水土孔隙中的重力水指存在与孔隙中仅受重力作用的液态自由水，在土中的运动满足水力学的一般方程和达西定律。土孔隙中的固态水即冰，是土中温度降到00C以下时，孔隙中的重力水凝结成固态的冰。水结冰

26、后体积会膨胀，冰具有一般固体的性质，冻结后的土体强度会大幅提高。温度升高后，孔隙中的冰又融化成水，土体强度迅速降低。对于冻土的性质和土在冻融过程中的变形和破坏特性，专门形成了冻土力学分支学科。,4 土中的气体,土中的气体主要是空气和水汽，有时也有沼气等。与大气成分相比，土中气体CO2含量偏高，O2含量相对降低。当土的孔隙中气体占的体积超过5%，我们就认为该土为非饱和土，在受力过程中的变形和强度性质与饱和土有显著差别，研究非饱和土的力学性质已经形成了一门新的分支学科：非饱和土力学。,5 土中水的能量土质学讨论土中水的能量是指土体孔隙水的机械能，即动能和势能。由于土体中的孔隙水运动速度很慢，动能可

27、以忽略不计，所以土中水的能量通常就是指土中水的势能，简称土水势。用土水势的概念可以把土体吸持水分的能力和孔隙水的迁移规律很方便表达出来。饱和土中的孔隙水稳定渗流和非饱和土中水分转移规律都是孔隙水从土水势高的地方向低的地方运动。当土中各点水的势能相等时，土中水就处于平衡状态。土中不同点的势能差就是孔隙水运动的动力，这种动力可以由多种因素引起，如：重力作用、压力作用、毛细力（表面张力）作用、孔隙水中离子浓度变化、孔隙水温度变化等。,（1）土水势的组成和表示方法土体中，控制孔隙水运动的势能叫土水势，土的总土水势可由以下部分组成：,总土水势；,重力势；,基质势；,溶质势；,压力势；,荷载势；,势能的单

28、位即功的单位，以Nm或J表示。土水势的单位因所采用水的单位重量或单位体积等不同的形式，可以表达成如下：1）单位质量水的势能（比水势），单位J/kg2）单位容积水的势能（容积势）,单位N/m2,kPa3）单位重量水的势能（重量势）,单位m,由于重量势的单位最简单，土质学中经常采用这一表述方法。,（2）土水势各分量的物理意义和计算方法,1）重力势重力式就是地球的万有引力对引力场中水的作用，其大小决定于土中水所处的位置和参照面的位置。,如右图中，参照面以上的A点重力势为正，参照面以下的B点重力势为负。,A,B,2)压力势压力势是由静水压力在孔隙水中的传递产生的，因此只能存在于地下水位以下的饱和土中，

29、在地下水位以上的非饱和土中压力势为0。,计算压力势的参照面经常选在地下水位面，如右图中A点的压力势：,注意这时A点还有重力势：,A点总土水势：,因此，地下水位以下所有点土水势都为0，水不会流动。,3）基质势基质势是由固体颗粒基质与水之间的相互作用引起的，较干的土与自由水相接触时，会将水吸引到土中来，说明较干的土具有较低的土水势。,这种概念最早由Buckingham于1907年提出，他称之为毛细势，后来叫成基质势。,4）溶质势土中水溶解有各种溶质离子，溶质离子对水分子具有吸引力。溶质势是土中水与纯水之间的势能差，纯水的溶质势为零，土中水的溶质势为负。由于土中溶质离子浓度通常不高，溶质势经常可以忽

30、略不计。5）荷载势荷载势是由外加荷载或土的自重引起的孔隙水的势能。土在外荷或自重作用下产生变形的过程中，将使孔隙水产生附加的孔隙水应力，这种应力就是荷载势。荷载势的大小相当于欠固结饱和土体中由自重产生的孔隙水应力，或者饱和土在外加荷载作用下引起的超静孔隙水应力。,6）土水势小结对于土体，在不同条件下，土水势各分量的组合是不同的。对饱和土来讲，总土水势应包括重力势、压力势、荷载势等；对非饱和土，总土水势通常包括重力势、基质势、荷载势等。,（3）土的水分特征曲线,非饱和土的基质势可以通过张力计、压力板膜仪等试验方法确定，对一定的土体，基质势与它的含水率之间有一定的对应关系，这种关系称之为土的水分特

31、征曲线。,不同的土，以及土的吸水和脱水的水分特征曲线是不同的。,同种土的原状土和重塑土的水分特征曲线也不同。,6 非饱和土中水的运动,非饱和土中水的运动比饱和土中复杂，它的运动不仅与多孔介质的孔隙几何特性有关，还受土体的含水率、饱和度、土水势的变化控制，以及与温度、溶质浓度等众多因素有关。所以非饱和土中水的运动规律研究比饱和土的起步晚，程度差。采用土水势理论，就有可能定性、定量描述非饱和土体中水的运动规律，并将非饱和与饱和土中水的运动方程统一起来。非饱和土是三相系，孔隙中的气体对孔隙水的运动有影响，但在建模时，忽略其影响，并不考虑温度的变化对孔隙水运动的作用。,（1）广义达西定律,非饱和土中水

32、的运动方程，最早有Richards(1931)提出：,非饱和土中的水流通量（或平均流速），cm/s,土水势梯度，,用水头表示，cm,非饱和土的导水率，是体积含水率,的函数,非饱和土的体积含水率，与重量含水率有如下关系：,从前述公式可见，非饱和土的广义达西定律与饱和土的达西定律形式上完全相同，将渗透系数换成了导水率，水头换成了土水势。与饱和土的渗透系数可以看作常数不同，非饱和土的导水率是土的体积含水率的函数，在孔隙水的运动过程中，由于土体的体积含水率不断变化，土体的导水率也是不断变化的，不能看作常数。非饱和土的导水率与体积含水率的关系需要由试验获得，见下图：,砂性土,粘性土,（2）非饱和土中的水

33、流方程,假定非饱和土中含水率变化不引起土体体积变化，且在等温条件下发生水流运动。根据流入微分体的水量与流出微分体的水量之差等于dt时段内微分体内水量的增加，得到如下连续性方程：,将广义达西定律代入上式得到：,粘性土的强度和变形机理,七、粘性土的强度机理,1 颗粒强度粘土矿物颗粒晶格内的原子、离子的相互作用是使固体具有力学强度的根本原因。粘性土的颗粒强度，大致上象化学连接的强度一样，由分子内力（离子键、共价键、极性键等）连接的，分子内力的影响范围在12A，分子键的键能大约20 200千卡/克分子。这个键能在普通工程荷载作用下基本不引起变形。,2 土体强度,粘性土的颗粒之间，通过凝聚力连接着，使其

34、宏观上出现了力学强度和抗水性。力学强度表现在土体能抗压、抗剪、抗拉等强度方面，抗水性表现在能抵抗渗透力的破坏作用。3 土体的凝聚力土体的凝聚力按照产生的机理和时间分为原始凝聚力和固化凝聚力。重塑土的凝聚力为土的原始凝聚力，它的大小与土的颗粒成分、密度、含水率等有关；原状土与重塑土之间凝聚力的差为土的固化凝聚力。固化凝聚力是土体形成后，在密度、含水率不变的条件下的强度增长部分。,（1）原始凝聚力土的原始凝聚力是由于分子间的作用，即范德华力引起。是由于带电荷的离子运动中产生的定向作用、诱导作用、分散作用等方式形成的。分子间的范德华力影响距离可超过5A，键能约在0.5 5千卡、克分子。原始凝聚力的大

35、小与颗粒性质有关（是否带电荷、带电荷数量等）、还与颗粒间的距离有关。在外力压密过程中，颗粒间距减小，原始凝聚力将增加。,（2）固化凝聚力天然的粘土沉积物，从它形成的那一刻即开始了岩化作用过程。在岩化阶段，除去压密作用外，还进行着各种化学的、物理化学的和生物化学的作用过程，这些作用促进了沉积物的石化作用，使土体的凝聚力不断增加。这种增加的凝聚力称作固化凝聚力。其产生机理主要有：1）胶结作用：土的孔隙中的硅、铁等氧化物，借助于某种化学方法沉淀下来就可形成连接粘土颗粒的薄膜。此外还有碳酸盐等微溶、可溶盐的沉淀也能形成颗粒间的连接，还有生物化学作用也能形成土粒间的有机、无机胶结。2）再结晶作用：细粒粘

36、土矿物和次生氧化物在成土后从非晶体到晶体，从隐晶、微晶到细晶和晶体的结晶过程，能使粘土矿物团聚成团聚体。,3）后来物质的胶结作用陆上岩石风化后，经水流搬运到先前沉积的土的区域，从水中析出的方解石、次生氧化物胶体，可溶盐等胶结物在土中沉积，是土体的连接不断增强。粘性土层的固化凝聚力是非常大的，它不仅增加了土体的强度，还阻止了土体在上复土层作用下压密。粘性土在天然状态下的强度固化凝聚力可以是抗水性的，也可以是非抗水性的。粘性土有抗水性的固化物胶结时，单个土块在水中可以长时间浸泡而不会崩解；若是非抗水性胶结，土块浸泡在水中会较快崩解。,土体在沉积后，固化凝聚力可以增长很快，表现在抗剪强度不断增长，这

37、种增长可以用土体完全扰动后的静置期间强度增长来体现。,一种带状粘土的强度随时间的变化,实际上，不仅仅粘性土在沉积后，土体强度会随时间增长，砂性土在自然环境下，沉积后强度也会随时间增长。由下图可见：相同干密度的砂土，天然土不人工填砂的强度高。,贯入针插入土10cm所需击数,砂土的干密度,天然冲击砂层,人工填砂,粘性土在天然状态下的强度由原始凝聚力+固化凝聚力组成。由于这一缘故，引起粘性土的结构特性。由于粘性土具有原始凝聚力，使土体具有可塑性和流变特性。由于粘性土具有固化凝聚力，使土体在比较低的压力作用下，产生类似于固体的弹性变形；当压力超过一定值后，产生流动变形。固化凝聚力是分散的土颗粒连接成团

38、聚体。粘土的团聚体破坏的过程，也是固化凝聚力消失的过程，称为胶溶作用。,八、粘性土的变形特征,1 一般固体的变形特征当固体受力时，就逐步发生弹性变形和塑性变形，直到破坏。弹性压缩变形的实质是原子（离子、分子）间的距离缩短、斥力增加的过程。外压力被固体颗粒间的斥力平衡着。塑形体是这样的物质：在不太大的外力作用下能保持自身的形状不变，可是当剪力大于某一极限时，它就发生随时间逐渐增长的剪切变形，这叫塑性变形。弹性变形和塑性变形是晶体结构具有的特点。非晶质的特点是在压力作用下能够发生粘滞流动变形。粘滞流动与塑性变形的区别：（1）粘滞流动是各向同性的；（2）由于温度改变，粘滞流动变化非常剧烈，还没有固化

39、作用。,若物体在同一应力作用下，不仅发生可逆的弹性变形，还发生不可逆的粘滞流动，我们称之为粘弹性体。粘弹性体的变形究竟以弹性变形为主还是以粘滞流动为主，随观测历时而定，或者确切地说随观测历史与其松弛周期的比而定。松弛：设物体在t=0的时刻，由作用力P产生的变形为s。为保持s不变，作用力P要不断减小，这种应变恒定，应力不断减小的过程叫松弛。松弛周期：引起某一给定变形s的应力 p从初始值减小到它的1/e(e2.718)所需要的时间叫松弛周期T.,粘滞系数,剪切模量,松弛周期对粘弹性体是一个重要指标。物体的松弛周期越长，为发现该物体的流变特性需要的时间越长。如水的松弛周期为10-11s，只有当水上作

40、用的荷载作用时间短于10-11s时，才主要表现出弹性变形，否则只能看到它的流动特性；玻璃的松弛周期T为几百年，因此，在玻璃上作用荷载在几年时间内，发生的基本为弹性变形，若观测时间达几千年，玻璃主要表现为粘性流动。,2 粘性土的变形特征粘性土颗粒具有很高的强度，有试验显示，即使受到23.6GPa的压力，颗粒大小仍几乎没有改变。但粘性土体在几十到几百kPa的压力作用下都会产生较大的压缩和剪切变形。粘性土的变形首先是具有不均匀性特征：（1）晶体颗粒的强度远大于颗粒间的连接强度，粘性土的变形基本由连接强度破坏引起；（2）土体中个颗粒之间的连接强度差别很大，有些连接很强，有些连接很弱，因此在外力作用下，

41、颗粒间的连接破坏是从连接弱的到连接强的逐渐破坏过程；（3）土体孔隙所占体积与土颗粒所占体积是同阶的，土体变形基本有孔隙体积减小产生的；（4）粘土颗粒外和连接点被吸着水包围，吸着水在外力作用下逐渐转化成自由水，使土体不断发生变形。,2.1 粘性土的弹性变形当粘性土的固化凝聚力还没有消失以前，土在荷载作用下的行为原则上与一般固体没有本质区别。若土体颗粒间的剪应力小于土体的凝聚力（原始凝聚力+固化凝聚力）时，土体仅发生弹性变形，这时的变形量很小。2.2 粘性土的结构变形当采用重塑土进行压缩试验时，即使在很小的压力下，也会产生较大的压缩变形，通过加压-卸载试验发现，发生的变形基本都是不可恢复的变形，同

42、时，完成变形需要相当长的时间，与土是否饱和没有太大关系。这种与时间有关的不可恢复的变形叫做结构变形。,土的结构变形的最大特点是：单位体积内颗粒数目的不断增多。土体在压密过程中，单位体积内颗粒数量不断增加，扁平的颗粒会逐渐把它的主面调整到垂直压力作用线的方向上。,孔隙比,压力,具有结构凝聚力的原状土要发生结构变形，所受的剪应力必须大于凝聚力，同时因压力作用而形成的脱离原连接的颗粒或结构单元必须小得足以落入土的孔隙内，即：,压力增加前颗粒接触处的剪应力；,压力增加后颗粒接触处的剪应力增量；,原始凝聚力；,固化凝聚力；,脱离原连接的颗粒或结构单元的直径；,接受颗粒或结构单元落入的孔隙直径；,上面的两

43、个条件一个不满足时，结构变形即终止。,(a),(b),若是土体因条件(a)不满足而终止结构变形，土体在压密过程中的强度会增长；若是土体因条件(b)不满足而终止结构变形，则土体即使发生压密，强度却不增长。,2.3 粘性土的吸附变形对于均质固体，受力后立即产生压缩，外力消失时，变形立即恢复。对于非均值的粘性土，受到外力作用时，外力由一个颗粒传递到另一个颗粒上去，颗粒间的接触面通常很小，这些地方总发生应力集中，所以即使外力不大，颗粒接触处的应力也会使薄膜水发生移动，水膜不断变薄，土体颗粒间的距离缩小，发生体积压缩；当外力消失后，颗粒接触处的接触力减小，水分子又向颗粒接触处一定，颗粒间距增加，土体体积

44、膨胀。这种压缩和膨胀都是一个缓慢的时间过程，这种可恢复的变形称作粘性土的吸附变形。,3 结构变形的历时,土力学中，一般用固结理论来确定粘性土压缩变形所需要的时间。固结理论的基本假设是：当土体中没有水的时候，土骨架变形立即发生，当有水的时候，骨架变形出现延迟，同时，在压缩刚开始的时候，荷载全部由孔隙水承担。首先从工程实例来看，无水的时候，土的变形是不是立即完成。某堆石坝在施工期间由于堆筑体在上复压力作用下体积压缩产生的最大沉降达到坝高的8%，进入运行期后，该坝最大沉降在两年内又增加了最大坝高的0.61%。某些造在黄土地基上的建筑物，沉陷可达到1m以上，同时需要几个月到数年才完成。,上面的工程实例

45、表明，即使土体中没有水或不饱和，土体的压缩变形也需要很长时间才能稳定。这是因为，土体的变形主要是结构变形，在结构变形期间，土颗粒需要移动比较大的距离并进入另外一些颗粒组成的孔隙中。土颗粒位移和克服阻力进入孔隙都需要时间。用风干的土粉末和饱和土进行压缩试验，结果显示，干粉末土的压缩稳定时间并不比饱和土快。,孔隙比,固结时间,干粉末,饱和土膏,4 粘性沉积层的天然压缩和固化,（1）粘性土的压缩与颗粒成分的关系如右图，塑性指数高的土初始孔隙比大，压缩性高，但压力大到一定的时候，几种土的压缩曲线将重合。,孔隙比,压力（kPa),高液限粘土,低液限粘土,粉质粘土,（2）粘性土的压缩与介质的关系粘性土在自

46、然界中的含水率在大范围内变化，含水率不同会影响粘土的压缩过程，我们看两种极端的情况：1）空气介质：将干土试样碾成粉末，让其在空气中堆积作为处于风干状态的土样进行压缩；2）饱水介质：将同样的粘土粉末加水搅拌成悬液，然后在经水中沉积，再受力压缩；上述两种极端情况的压缩曲线见下图：,孔隙比,压力,风干土粉末,饱和土,（3）粘性土的结构性对压密的影响下图中ab为重塑土膏的压缩曲线，cd 为同种土的原状土压缩曲线。可见原状土的压缩性小。,pe,原状结构性土,重塑土膏,孔隙比,压力,（4）沉积环境对粘性土压密的影响粘性土在淡水中沉积时，以单粒分散系为主，而在含盐度高的海相沉积时，颗粒在沉积过程中不断结成团

47、聚体沉积，形成絮凝团聚结构。,孔隙比,压力,海相沉积土,淡水沉积土,土的工程分类和我国特殊土的分布,九、土的工程分类,1 土的分类原则和意义以天然土为研究对象，满足工程建设为目的，同时考虑土的状态和工程特性的分类方法叫土的工程分类。土的工程分类应该满足如下基本用途：（1）确定土类名称。土的名称必须有广泛的实用性，兼顾特殊土的性质，利于科学交流；（2）土的名称与工程性质有大致对应关系，可初步评价各类土作为地基和材料的实用性；（3）能明确各类土渗入开展土质、土力学研究的重点内容、试验项目、选择有效的试验方法和手段。,2 世界各国土的分类基本轮毂,3 我国土的工程分类的发展1950年代：全面引进了苏

48、联的土的分类方法1960年代：水利部1962年的土工试验操作规程建立了我国自己的土的分类标准1970年代：国家建委于1974年工业与民用建筑地基基础设计规范和1977年工业与民用建筑工程地质勘察规范中给出了土的“规范”分类法，水利部1979年土工试验规程中给出了一个新的统一分类方法1980年代：交通部公路土工试验规程、地矿部土工试验规程相继给出了与水利部1979年类似的土的分类方法。它们的共同特点是，总结了我国经验的基础上吸取了美国ASTM等分类方法原则，对细粒土运用了塑性图分类，所不通的是土的稠度指标的试验方法用了76g或100g圆锥的锥式液限仪指标,1990年代：提出了我国国家土质分类标准

49、土的分类标准（GBJ145-90)。2007年我国对1990年的土质分类标准进行了修订，修订中将砾粒由粗砾、细砾两组分成了粗砾、中砾和细砾三组，对砂粒由不分组到细分成粗砂、中砂、细砂三组。取消了锥尖入土深度10mm液限的塑性图及相关内容，使我国的细粒土塑性图分类指标与美国的塑性图一致。但是，1990年的分类标准奠定了我国土质分类的基础。,4 我国国家土质分类标准分类的基本原则（1）土质分类国家标准是各类工程适用的通用标准，是编制专门分类的基础（2）博采各国土的分类之长，结合我国实际，靠拢国际通用的分类方法（3）分类指标的试验方法和取值标准靠拢国际通用方法，采用简易的分类指标，附有野外的简便鉴别

50、方法。土质分类国家标准适用于工程建设用土的定名极其工程性能的概略评价，是各类工程适用的通用标准，是各部门建立专用分类的基础。土的颗粒大小和级配、塑性指标、有机质含量是土的分类指标。,5 土的分类体系,土的分类粒组划分,细粒土根据塑性图分类,Ip=7,Ip=4,2007年的标准中，低液限土的IP界限与1990年不同！,对粗颗粒土，按照级配好坏再分成级配良好和级配不良两个等级。下面根据GB/T50145-2007概述我国土的工程分类标准（按照国标讲）,十、我国细粒土在塑性图上的位置,1 普通细颗粒土在塑性图上的位置,1 江苏下蜀土2 济南洪积土3 西安冲击黄土4 河北冲击土5 天津海河三角洲土6