土力学与地基基础：揭示土的物质组成

土的固体颗粒主要由矿物颗粒、有机物颗粒及岩屑颗粒构成土的骨架部分，即固相；土孔隙中的水及其溶解物构成土中液体部分，即液相；空气及其他一些气体构成土中气体部分，即气相。

土的固体颗粒是由各种不同成分、不同大小的矿物颗粒、生物碎屑颗粒及岩屑颗粒组成的。土的矿物成分、颗粒级配和土的结构对土的工程性质有很大的影响。

1.土粒的矿物成分

土粒的矿物成分与其成土过程中的风化作用有密切关系。在物理风化作用下，土粒保持与成土原岩相同的矿物成分，如长石、石英、云母颗粒，这些颗粒就是原生矿物。在化学风化作用下，由于改变了成土原岩原来的矿物成分，形成了新矿物，即次生矿物，如蒙脱石、伊里石、高岭石颗粒都是次生矿物。一般来说，物理风化生成的原生矿物颗粒较粗，如由其组成的砾石、砂粒。化学风化生成的次生矿物颗粒较细，如某些黏土颗粒。

粉粒的矿物成分主要是由化学性稳定的（如石英）或硬度较小的原生矿物（如白云母、长石）所组成。

在电子显微镜下观察到的黏土矿物是呈鳞片状或片状的晶体。经X射线分析证明，其内部具有层状晶体构造，即其原子排列成一定的几何形态，并且是由两个基本结晶单元（称为晶片）构成的。一种是硅氧晶片，它的基本单元是Si-O四面体。另一种是铝氢氧晶片，它的基本单元是Al-OH八面体（图1.1）。

图1.1　黏土矿物的晶片示意图

晶片结合情况不同，就形成了具有不同性质的各种黏土矿物。其中主要有蒙脱石、伊里石、高岭石三类。

蒙脱石的结构单元是由两层硅氧晶片之间夹一层铝氢氧晶片结合而形成基本层组（也称晶胞），多个层组叠连在一起形成一个矿物颗粒。由于这种层组表面分布的是氧原子，其间没有氢键，因此联结力很弱，可以吸进很多水分子[图1.2（a）]。吸入的水分子可以使颗粒从层组间断开，而分成更小的颗粒，甚至分成单个层组的颗粒。所以，蒙脱石颗粒最小，亲水性最大，具有膨胀性和收缩性。

伊利石的结构单元类似于蒙脱石，但Si-O四面体中的四价硅离子Si4+可以部分被三价的铝离子Al3+、铁离子Fe3+所取代，并在相邻的层组间可能出现若干一价钾离子K+，使其联结力较蒙脱石大，所以伊里石颗粒大小和亲水性介于蒙脱石和高岭石之间[图1.2（b）]。

高岭石的结构单元是由一层硅氧晶片与一层铝氢氧晶片交替构成的基本层组，许多这样的层组叠连在一起构成矿物颗粒。这种基本层组的一面露出的氢氧基与另一面露出的氧原子相遇，具有较强的联结力，水分子不能楔入，难于使层组之间断开，天然颗粒常能保持较多层组（100个以上），所以高岭石颗粒较大，亲水性最小[图1.2（c）]。

图1.2　黏土矿物构造单元示意图

2.土的颗粒级配

自然界的土是由大小不同的土粒组成，土粒的大小通常用粒径表示。土粒粒径的变化使土的性质相应地改变。因此，可以把某些基本性质接近或相同的不同粒径的土粒按适当的粒径范围划分为不同的粒组。工程中按照使土的性质发生显著变化的分界尺寸——界限粒径将土划分为若干粒组。表1.1是工程中常用的土粒粒组划分方法，表中根据界限粒径200、20、2、0.075和0.005 mm把土粒分为：漂石（块石）颗粒、卵石（碎石）颗粒、圆砾（角砾）颗粒、砂粒、粉粒及黏粒六大类，并列出了各粒组的范围和相应的特性。

表1.1　土粒粒组的划分

风干土中各粒组的含量占全部土粒重量的百分比即土中各粒组的相对含量，称为土的颗粒级配。土的颗粒级配是通过颗粒分析测定的。土粒粒径大于0.1 mm的土样用筛分法，小于0.1 mm的土样用比重计法测定。如果土中同时含有大于和小于0.1 mm的土粒，应采用上述两种方法同时测定。

根据颗粒分析结果求出各粒组的含量占全部土粒重量的百分比，然后按小颗粒至大颗粒计算累积百分含量，用半对数坐标绘制成颗粒级配累积曲线（图1.3）。

累积曲线的形态表明土粒的分布情况。曲线平缓说明土粒粒组分布范围广，土粒大小不均匀，土的级配良好（如图1.3 B线）。曲线陡说明土粒粒组分布范围窄，土粒均匀，土的级配不良（如图1.3 A线）。

为了判断土的级配优劣，采用不均匀系数Cu和曲率系数Cc两个指标。

不均匀系数

曲率系数

式中　d60——累积曲线上小于某粒径含量为60%时所对应的粒径值，称为土的限制粒径；

d10——累积曲线上小于某粒径含量为10%时所对应的粒径值，称为土的有效粒径；

d30——累积曲线上小于某粒径含量为30%时所对应的粒径值，称为土的中值粒径。

不均匀系数Cu越大，表示土中所含粒径越不均匀。工程上把Cu＞5看作级配不均匀，把Cu＜5看作级配均匀。曲率系数Cc反映累积曲线弯曲的程度。当Cc=1～3时，则认为级配是合适的。级配良好的土必须同时满足两个条件：Cu≥5和Cc=1～3。

【例题1.1】如图1.3所示A、B、C为三种用不同粒径曲线所代表的土。试求每种土中的砾石、砂粒、粉粒、黏粒粒组的含量各占多少，不均匀系数Cu及曲率系数Cc各为多少，并对各曲线所反映的土的级配特性进行分析。

图1.3　颗粒级配累积曲线

【解】（1）按曲线A知

砂粒（2～0.075 mm）占100-5=95%

粉粒（0.075～0.005 mm）占5%

虽然Cc在1到3之间，但从曲线看其坡度陡，Cu＜5，故为级配不良的土。

（2）按曲线B得知

砂粒（2～0.075 mm）占100-43=57%

粉粒（0.075～0.005 mm）占43-1=42%

黏粒（＜0.005 mm）占1%(www.xing528.com)

从曲线看其坡度较缓，Cu及Cc都满足条件，故属级配良好的土。

（3）按曲线C得知

砾石（20～2 mm）占100-56=44%

砂粒（2～0.025 mm）占56%

从曲线上看，曲线呈台阶状，级配不连续，缺乏中间粒径，虽然Cu＞5，但Cc不在1到3之间，因此不能同时满足两个条件，属级配不良的土。

颗粒级配曲线在工程上很有用，它可用于对土进行分类和选择土料。如地基加固用的砂垫层和砂石垫层材料，宜采用颗粒级配良好，质地坚硬的中砂、粗砂、砾石和卵石。填方工程选用级配良好的土，混凝土骨料选用一定级配的土。此外还要根据颗粒级配资料估算土的渗透系数，判定土是否会发生渗流破坏。

3.土中水

天然土体中常含有一定数量呈液态、固态或气态的水。一般土需研究液态水，冻土还需研究固态水的含量。土中气态水，对土的性质影响不大，通常不作重点研究。

土的颗粒越细，其分散性越大，水对土性质的影响也越大。特别是黏土矿物颗粒，在水中一般带负电荷，围绕土粒形成电场。黏土颗粒表面与水具有很强的相互作用力，这就是黏土的亲水性。

在土粒电场周围的水分子和水溶液中的阳离子（Na+、Ca2+、Al3+）一起吸附在土粒表面，呈现不同程度的定向排列（图1.4）。土粒周围水溶液中的阳离子，既受到土粒所形成电场的静电引力作用，又受到布朗运动的扩散力作用。在最靠近土粒表面处，静电引力最强，把水化离子和极性水分子牢固地吸附在颗粒表面形成固定层。在固定层外围，静电引力比较小，形成扩散层。扩散层中的水化离子和极性水分子的活动性比在固定层中大些。扩散层外的水溶液不再受土粒表面负电荷的影响，阳离子也达到正常浓度。固定层和扩散层中所含的阳离子与土粒表面的负电荷的电位相反，称为反离子。反离子所在的固定层和扩散层合称为反离子层。反离子层与土粒表面负电荷一起构成双电层。反离子层中水分子和阳离子愈靠近土粒表面，排列得愈紧密和整齐，离子浓度愈高，活动性也愈小。反离子层中的水相当于表面结合水，强结合水即吸着水相当于固定层中的水，而弱结合水即薄膜水相当于扩散层中的水（图1.5）。扩散层中的水对黏性土的塑性特性和工程性质影响较大。

图1.4　黏土颗粒的表面带电性

由于水分子是极性分子（氧原子端呈负电荷，氢原子端呈正电荷，两个氢原子与氧原子的联结键之间夹角为105°），它被土粒表面电荷或水溶液中离子电荷吸引而呈定向排列。根据吸引力的大小，土中水的形态分为表面结合水和自由水两大类（如图1.5）。

图1.5　结合水分子定向排列图

1）表面结合水

表面结合水是存在于土粒表面形成的水化膜，它包括强结合水和弱结合水。

（1）强结合水（强束缚水或吸着水）紧附于矿物颗粒表面。它的特征是：没有溶解盐类的能力，不能传递静水压力，只能以蒸气状态从一个颗粒转移到另一个颗粒。强结合水在力学性质上与固体相似，具有极大的黏滞性、弹性和抗剪强度。在外力作用下，强结合水不能移动，只有在105 °C温度下将土烘干达恒重时，才能全部蒸发掉。

干土可以直接从潮湿的空气中吸附一定数量的吸着水。吸着水的密度为1.2～2.4 g/cm3，冰点为-78 °C。黏土中仅含强结合水时，土呈硬块，碾碎则成粉末。呈散粒状的砂土有很少一点儿强结合水（一般占干土重的2%～3%）。

（2）弱结合水（弱束缚水或薄膜水）是在强结合水外围形成的一层结合水膜。它的特征是：受到的吸引力较小，呈黏滞状态，不能传递静水压力，在外力作用下可以挤压变形或在相邻土粒的水膜厚度不一致时，从厚的地方向薄的地方转移。

当土中含有较多的薄膜水时，土具有一定的可塑性。薄膜水不能自由移动。但薄膜水增厚时，就向自由水转化。砂土比表面积（单位体积土的土粒总表面积）小，几乎不具有可塑性。黏性土比表面积大，能吸附的薄膜水多。黏粒越多土粒越细，其含水量的变化范围就越大。因此，弱结合水对黏性土性质影响最大。

2）自由水

自由水的性质和普通水一样，有溶解能力，0 °C结冰，可以传递静水压力。自由水能在重力作用下移动，也能在表面张力作用下移动。按其移动所受作用力的不同，自由水可分为重力水和毛细水。

（1）重力水　在重力作用下，重力水可以在土孔隙中自由流动。重力水对土粒有浮力作用，对土中应力状态和地基的防水、排水都有重要的影响，特别是对黏性土，重力水会使其强度降低，压缩性增大。

（2）毛细水　毛细水在水和空气的交界面上会产生表面张力。在表面张力作用下，水能沿土粒表面上升，超过自由水面一定的高度。这种沿土中毛细孔隙上升的水叫毛细水。毛细水存在于地下水位以上的透水层中。如图1.6所示，根据平衡条件知道管壁与弯液面水分子间的合力S与沿弯液面的表面张力T大小相等、方向相反。毛细管中水柱上升是因为毛细管管壁分子与水分子之间有引力作用时，这个引力使与管壁接触部分的水面呈向上的弯曲状，即一般称为的湿润现象。湿润现象使弯液面上产生斜向上，即与管壁呈θ角的管壁与弯液面水分子间的合力S，而力S合成又可产生毛细水柱的上举力。另一方面，沿弯液面存在的表面张力T又总是力图缩小弯液面的面积，使弯液面呈水平面。S力与T力的反复作用使管内水面不断上升，直到毛细水柱受到的上举力P与水柱重力G平衡。这时的毛细水柱高度即为毛细水上升的最大高度hmax。

图1.6　毛细管中水柱的上升

毛细水上升的高度和速度取决于土的孔隙、有效粒径、土孔隙中吸附的空气和水的性质等，也可用试验方法测定。

在实际工程中，由于孔隙形成的毛细管断面不规则，毛细水上升高度hc可以按海森（A.Hagen）的经验公式近似计算如下：

式中　e——孔隙比（计算见1.3节）；

c——常数，为0.1～0.5，与土粒形状及表面洁净情况有关；

d10——有效粒径（mm）。

表面张力使土粒孔隙中水的压力和空气压力不相同。孔隙压力差（ua-uw）随分界面处弯液面半径减小而逐渐增大（见图1.6）。弯液面半径取决于孔隙的大小。在砂土中，孔隙压力差相对是很小的，很少超过5 kN/m2。在黏土中，其孔隙直径非常之小，产生的孔隙压力差可能大于10 000 kN/m2，这个压力差可以使毛细水上升高度达数米。高出自由水在的毛细水可以在地下水位以上一定高度内形成毛细饱水区，好像将地下水位抬高了一样。为此，在考虑地基或土坡稳定计算以及冻胀问题时，应注意到毛细水的作用。

毛细水除存在于毛细水上升带内，也存在于非饱和土的较大孔隙中。在水、气界面上，由于弯液面表面张力的存在，以及水与土粒表面的浸润作用，孔隙水的压力亦将小于孔隙内的大气压力。于是，沿着毛细弯液面的切线方向，将产生迫使相邻土粒挤紧的压力，这种压力称为毛细压力，如图1.7所示。毛细压力的存在，增加了粒间错动的阻力，使得湿砂具有一定的可塑性，并称之为“似黏聚力”现象。但一旦被水完全浸没，或在完全干燥条件下，弯液面消失，毛细压力变为零，这种湿砂所具有的“似黏聚力”也就不再存在。

图1.7　毛细压力示意图

4.土中气

土中气体存在于土孔隙中未被水占满的部分。在粗粒土中常可见与大气相连通的空气，在受力时，气体能很快从孔隙中逸出，一般不影响土的性质。

在细粒土中，常存在与大气不相连通的封闭气泡，在土体受压时，气体体积缩小，卸荷后体积又恢复，这使土的弹性变形增大而透水性减小。