土中水的形态及其对土性的影响.ppt

4.2 土中水的形态及其对土性的影响 土中水固态、液态与气态液态：结合水重力水 气态14.2.1土与水间的物理化学作用粘土颗粒表面的双电层 水分子之间，阳离子、水分子与粘土颗粒之间的相互作用力——双电层图图4 水分子2 1. 粘土颗粒表面带负电，其上吸附有阳离子云或水分子偶极子水分子偶极子在粘土表面形成强结合水，其厚度约10Å（三个水分子层），强结合水比重大于1，冰点低于零度，不能象自由水那样流动 2. 粘土颗粒对水的特性的影响，随与粘粒表面距离的增加作用力按指数关系衰减，相互作用在大约100Å以内是明显的一般讲，达西定律基本上也适用于高塑性粘土粘土中的结合水3 3. 土的塑性是粘性土的主要特性，颗粒间靠结合水连结，因而表现出塑性粘土矿物的片状结构及矿物特性，使其具有较厚的扩散层 4. 絮凝结构或分散作用取决于悬液中离子的浓度和价数，从而决定了扩散层的厚度 粘土中的结合水44.2.2 毛细水与土中毛细力图图4－－4 毛细水5图图4－－5 不同情况下毛细水上升高度6土中的情况十分复杂，不能形成完全“毛细饱和”倒置于水中的土柱图图4－－6 倒置土柱的饱和度7吸力 土中的吸力（Suction）包括基质吸力和 渗 透 吸 力 两 部 分 :基 质 吸 力 （ matric suction）主要是指土中毛细作用；而渗透吸力是指溶质部分，它是由于土中水溶液中盐分浓度不同引起的。

一般基质吸力占总吸力的主要部分它通常用以上介绍的毛细管上升模型来解释在非饱和土中，基质吸力不能简单地用这种毛细管上升模型来分析和解决问题8非饱和土中基质吸力可表示为： 吸力也可用毛细管折算的上升高度表示当气压ua=0时，为了方便，有时也用吸力指数pF表示：9土-水特征曲线基质吸力与土的饱和度有关，它与饱和度或含水量之间的关系曲线也称为土土- -水特水特征曲线征曲线，或称水分特征曲线不同土的土-水特征曲线见图4-7，可见它与土性有关，与吸水、脱水过程有关 图图4－－7 土-水特征曲线10吸力的测定张力计法滤纸法热电阻法压力陶瓷板法114.2.3 土的冻胀和冻融作用 图图4－－8 冰的分子结构12 水—冰：大约体胀9％ 1928至 1929年 冬 季 ， 卡 萨 格 兰 德（Casagrande）在美国新罕布什尔州的公路进行了实地量测当地秋季时地下水位深2m，冬季当冻层深度为45cm时，地表总冻胀量达13cm冻层中冻结前含水量为8％～12％，冻结后含水量达到60％～110％开挖后发现冻层中分布大量的冰晶、冰透镜体、冰夹层，平均冰厚度为13cm。

可见地基中水分的转移才是地基冻胀的基本原因13图图4－－9 冻胀过程中的水分转移冻胀14冻胀的机理与过程 土中冰晶与颗粒表面水的结冻温度<0度：土中水的离子，颗粒的表面力 冰晶与土颗粒表面存在未冻水，可比0度低几度而在冻结锋面存在吸附膜随着温度降低，吸附膜水被结冻，离子浓度增加，产生吸力，它力图保持膜厚度不变，吸力将下部土中水（毛细水）吸引上来，再结冻形成冰透镜体，冻胀增加毛细力又吸引下部的地下水，源源不断，形成开放体系，使冻胀不断增加15Ts为 地表面气温T0为多年平均气温当水结冻时，释放潜热，向水下传递，随着冻结锋面下降，dT/dz减小，最后锋面达到平衡TsT0zT冻结锋面下降图图4－－ 地基土的冻结与温度传递（散热）热流方程：16吸力/100kPa粉土粉砂粘土图图4－－ 比最优含水量高3％下压实的几种土渗透系数k/ cm/s随着吸力增加渗透系数减少17 不同土的冻胀性粉砂：孔隙多、大，土中水冻结温度接近0度，潜热多在吸力下渗透系数急剧下降，无水供给－非冻胀土 粘土：渗透系数太小，随吸力变化不大无法供给水量形成透镜体，只有在比自然界结冻速率慢得多时，可能有较大冻胀。

粉土：在40kPa吸力下开始排水，在很大吸力下仍有一定的含水量－强冻胀土18图图4－－ 某桥冻拔成非对称罗锅形19冻胀丘（Pingo）图图4－－17 冻胀丘（Pingo）20融化作用翻浆滑坡融陷21。