土中水的形态及其对土性的影响.ppt

1、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 毛细水 重力水 气态,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4 水分子,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10（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100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,

2、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,4.2.2 毛细水与土中毛细力,图44 毛细水,图45 不同情况下毛细水上升高度,土中的情况十分复杂，不能形成完全“毛细饱和”,图46 倒置土柱的饱和度,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

3、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。,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：,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-水特征曲线，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47 土-水特征曲线,吸力的测定,张力计法 滤纸法 热电阻法 压力陶瓷板法,4.2.3 土的冻胀和冻融作用,图48 冰的分子结构,水冰：大约体胀9。 1928至1929年冬季，卡萨

4、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812，冻结后含水量达到60110。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。,图49 冻胀过程中的水分转移,冻胀,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

5、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。,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。,Ts,T0,z,T,冻结锋面下降,图4 地基土的冻结与温度传递,（散热）热流方程：,吸力/100kPa,粉土,粉砂,粘土,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,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