100次浏览 发布时间：2024-11-10 09:20:19
土，乃是处于地球地壳表层，于人类生活及经济活动范畴内，主要由第三纪以来的地质体风化所形成的碎散颗粒群体所构成。此些颗粒构筑了能够承载并传递应力的构架体，即土骨架。土骨架与其孔隙中的水和气体一道，共同造就了土。地球表面的岩石在大气中历经长期风化作用而破碎，进而形成了形状千差万别、大小参差不齐的颗粒。这些颗粒在各类自然力的驱使下，在各异的自然环境中堆积，最终造就了我们平素所称的土。
堆积的土在悠悠漫长的地质年代里历经繁杂的物理化学变化，逐步压密、岩化，最终化作岩石，也就是沉积岩。故而，在自然界当中，岩石持续风化破碎进而形成土，而土亦会历经压密、岩化的进程，转变为沉积岩，此一过程周而复始，彰显了“沧海桑田”般的变迁。
在工程领域所遭遇的绝大多数土，皆形成于第四纪地质历史时期。第四纪地质年代的土能够进一步区分为全新世和更新世这两类。其中，于第四纪全新世中晚期所沉积的土，也就是人类文化期以来沉积的土，被称作新近代沉积土，此类土通常属于欠固结土，其强度相对较为低下。
土是岩石风化的产物。岩石和土中的粗颗粒于自然界当中会持续历经风化历程，这涵盖物理风化、化学风化以及生物风化，它们常常同步展开且彼此促进，进而加剧了风化的进程。
物理风化乃是岩石遭受机械破坏以及气候因素的作用，诸如温度的昼夜与季节变化、降水、风以及裂隙中水的冻融等等，致使岩石体积发生胀缩并产生裂缝，进而促使裂缝进一步发展。最终，大块的岩体渐次化作碎块以及细小的颗粒。
颗粒的粒径范围广泛，从几米到0.05毫米以下不等，但它们的矿物成分仍与原来的母岩相同，称为原生矿物。物理风化主要改变的是颗粒的大小，是量变，但这种量变使得原来大块岩体和岩块的孔隙增加，性质发生显著变化。
化学风化则是岩石和土中的岩屑颗粒受水、空气及溶解在水中的氧气和二氧化碳等环境因素的作用，改变其矿物的化学成分，形成新的矿物。常见的化学风化过程包括水解作用、水化作用、氧化作用等，这些过程使得岩石颗粒变得更为细微，并产生大量黏土矿物和可溶性盐类。
水解作用：即矿物成分被分解，并与水进行化学成分的交换，形成新的矿物，如正长石经过水解作用后形成高岭石，这是一种黏土矿物。
水化作用：指土中某些矿物与水接触后发生化学反应，水按一定比例加入矿物组成中，改变矿物原有的分子结构，形成新的矿物，如土中的CaSO₄（硬石膏）水化后成为CaSO₄·2H₂O（含水石膏）。
氧化作用：指土中的矿物与氧结合形成新的矿物，如FeS₂（黄铁矿）氧化后变成FeSO₄·7H₂O（铁矾）。此外，还有溶解作用、碳酸化作用等。化学风化的结果形成了十分细微的土颗粒，主要是黏土颗粒（粒径<0.005mm）以及大量的可溶性盐类。微细颗粒的比表面积很大，具有吸附水分子的能力。
生物风化是指岩石受生物活动的影响而产生和加速的破坏过程。严格地讲，它也可以归入物理风化与化学风化之中，因此有时不另分生物风化。生物风化包括植物根系生长对岩隙的撑胀作用、穴居动物的钻洞活动、生物新陈代谢的产物及其死亡后产生的化学物质对岩石的破坏，以及人类生活及生产活动过程和产物对岩石的物理与化学作用等。由于人类的活动范围和工程规模不断扩大，对环境的干预和影响不容忽视，生物风化已成为其重要组成部分。
在自然界中，岩石的物理风化与化学风化相互加强，共同形成了松散的、三相的、具有强烈自然变异性的产物——土。
工程中遇到的大多数土都是在第四纪地质历史时期内形成的。第四纪的土按其是否经过搬运，可分为残积土和运积土两大类。
残积土是指母岩表层经风化作用而破碎成为岩屑或细小的矿物颗粒后，未经搬运而残留在原地的碎屑体。它的特征是颗粒粗细不均、表面粗糙、多棱角、无层理，常含有黏土矿物，其分布厚度变化很大。在我国的南方，如广州、深圳等地，花岗岩分布广泛，花岗岩残积土也大面积分布，土层厚度可达15～40m，成为该地区建筑物基础的主要持力层。
运积土是指风化所形成的土颗粒，在不同的环境下，受不同自然力的作用，搬运到远近不同的地点后所沉积而成的堆积物。根据搬运的动力不同，运积土又可分为图中以下几类。
坡积土：如图（a）所示，坡积土是风化岩碎屑与残积土受重力和短期水流（如雨水和雪水）的作用，被搬运到坡腰或坡脚处聚积起来的碎屑堆积物。堆积体内土粒粗细不均，较松散，性质也很不均匀。
洪积土：如图（a）所示，残积土和坡积土受洪水冲刷，被挟带到山麓的山沟处沉积形成洪积土。其地貌特征是离山近处窄而陡，离山远处宽而缓，形如锥体，故称为洪积扇。它又可被水流进一步冲蚀，形成山前冲蚀台地。由于离山越远，山洪的流速越缓，洪积物具有明显的分选性：搬运距离近的沉积颗粒较粗，力学性质较好；搬运距离远的则颗粒较细，力学性质较差。
冲积土：如图（b）所示，由于江、河水流搬运所形成的沉积物，分布在山谷、河谷、冲积平原、河口和三角洲上的土都属于冲积土。这类土由于经过较长距离的搬运，其特点是颗粒经过滚动和相互摩擦，粗颗粒因摩擦作用而变圆滑，具有一定的浑圆度。在沉积过程中因受水流等自然力的分选作用而形成颗粒粗细不均的层次，粗颗粒下沉快，细颗粒下沉慢；在流速快的水中（例如洪水期），沉积较大的颗粒；而在流速缓慢（如枯水期）时，沉积细颗粒。因而形成不同粗细的土互层，常形成砂砾层和黏性土层交叠的地层。冲积土分布广泛，与人类关系密切，因此冲积平原和三角洲通常分布着经济发达、人口密集的城镇。
湖泊沉积土：如图（b）所示，湖泊沉积土是在极为缓慢水流或静水条件下沉积形成的堆积物，可分为湖边沉积物和湖心沉积物。湖边沉积物常常是由波浪冲蚀湖岸形成的碎屑沉积而成，成分多为砂砾，它具有斜层理结构，近岸承载力高，远岸承载力低。湖心沉积物是由河流与湖流携带的细小颗粒组成的，主要是黏土与淤泥。若湖泊逐渐淤塞，则可演变为沼泽土，常伴有不同含量的由生物及化学作用所形成的有机物，成为具有特殊性质的淤泥、淤泥质土或泥炭土，其工程性质一般都很差。
海相沉积土：如图（b）所示，海底沉积土是由水流挟带到大海沉积起来的堆积物，可分为滨海带、浅海带和深海带，其沉积物性质也各有不同。随着城市化的进展，人们往往在滨海带及浅海带填海造地。滨海带沉积物主要由砂砾组成，承载力较高，透水性较好，具有缓倾的层理结构；浅海带是由细砂、黏性土、淤泥及生物化学沉积物等构成，压缩性大，承载力低。大陆坡和深海沉积物主要是有机质淤泥，成分均一，工程力学性质很差。
冰碛土：如图（c）所示，冰碛土是由于冰川的冻融和移动侵蚀而形成的，是冰川或冰水挟带搬运的堆积物，颗粒粗细变化大（从颗粒到巨粒），土质也不均匀。由于冰川搬运和融化水流的冲积，冰碛土颗粒从上游到下游由粗到细，沉积在不同的位置。由于其以粗颗粒为主，一般具有较高的强度，是较好的持力层。
风积土：在干旱荒漠地区，风是主要的搬运动力。岩层的风化碎屑或第四纪松散土，经风力搬运形成堆积物，其颗粒均匀，往往堆积层很厚而不具层理。图1中的沙丘就是由风搬运而来的，我国西北黄土高原的黄土就是典型的风积土。
盐渍土：在干旱与半干旱地区，一些含盐量高的天然水体（如盐湖、盐海等），由于蒸发作用，易溶盐结晶成为结晶体。在这些地区，蒸发量大而降水量小，毛细作用强，地下水沿着土层的毛细管上升到地面附近，经蒸发作用，水中盐被析出并聚集，在地面及地下土层中形成盐渍土。盐渍土具有溶陷、盐胀和腐蚀等特性。
土是由固体颗粒、水和气体三部分所组成的三相体系。
固体部分一般由矿物质所组成，有时也含有有机质（如半腐烂和全腐烂的植物质和动物残骸等）。土骨架是由土颗粒相互接触与联结形成的，可承担和传递应力的构架体，它占据了整个土体的体积。土骨架不包括其中相互贯通的孔隙中的流体（水与气体），这些孔隙如果完全被水充满，则成为饱和土；部分被水占据，成为非饱和土；孔隙中无水只有气体则是干土。水和溶解于水的物质构成土的液体部分。空气及其他气体构成土的气体部分。这三种组成部分本身的性质以及它们之间的比例关系和相互作用决定了土的物理力学性质。因此，研究土的性质，必须首先研究土的三相组成。
固体颗粒构成土的骨架，它对土的物理力学性质起决定性的作用。研究固体颗粒就要分析粒径的大小及不同尺寸颗粒在土中所占的百分比，即土的粒径级配，还要研究固体颗粒的矿物成分以及颗粒的形状，这三者之间又是密切相关的。例如，粗颗粒的成分多为原生矿物，形状多呈单粒状；而颗粒很细的土，其成分多是次生矿物，形状多为片状。
由于颗粒大小不同，土可以具有很不相同的性质。例如，粗颗粒组成的砾石具有很强的透水性，但没有可塑性；而由细颗粒组成的黏土则透水性很弱，但黏结性和可塑性较大。颗粒的大小通常以粒径表示。由于土颗粒形状各异，所谓颗粒粒径，在筛分试验中用其能通过的最小筛孔的孔径表示；在水分法中，则指在水中具有相同下沉速度的当量球体的直径。工程上按粒径大小分组，称为粒组，即某一级粒径的变化范围。
实际上，土常是各种不同大小颗粒的混合物。较笼统地说，主要以粒径大于0.075mm的颗粒组成的土称为粗粒土；主要以不大于0.075mm的粉粒和黏粒为主的土称为细粒土。土的具体工程分类见后续章节。很显然，土的性质主要取决于土中不同粒组的相对含量。为了了解各粒组的相对含量，必须先将各粒组分离开，再分别称其质量。这就是粒径级配的分析方法。
在工程中，应根据工程的需要选择土的级配。级配良好的土经压实后，细颗粒能充填于粗颗粒所形成的孔隙中，容易得到较高的干密度和较好的力学特性，适用于填方工程。而级配均匀的土孔隙较多较大，有较好的渗透性，可用于排水结构物和反滤层中。
土中固体部分的成分绝大部分是矿物质，另外或多或少含有一些有机质。
颗粒的矿物成分可分为两大类：一类是原生矿物，常见的如石英、长石和云母等，它们是由岩石经过物理风化生成的。粗的土颗粒通常是由一种或多种原生矿物所组成的岩粒或岩屑，即使很细的岩粉也仍然是原生矿物；另一类组成土的矿物是次生矿物，它们是由原生矿物经化学风化后形成的新的矿物成分。土中最主要的次生矿物是黏土矿物。
黏土矿物不同于原生矿物，它是具有复合层状结构的铝硅酸盐矿物，它对黏性土的工程性质影响很大。次生矿物还有倍半氧化物（Fe₂O₃, Al₂O₃）和次生二氧化硅。它们除以晶体形式存在以外，还常以凝胶的形式存在于土粒之间，增加了土体的抗剪强度。可溶盐是第三种次生矿物，它们包括CaCO₃, NaCl, MgCO₃等。它们可能以固体形式存在，也可能溶解在溶液中。它们也可增加颗粒间的联结，增强土的抗剪强度。黏土矿物具有与原生矿物很不相同的特性，它对黏性土性质的影响很大。
（1）黏土矿物的晶体结构和分类
黏土矿物主要是一种复合的铝硅酸盐晶体，颗粒成片状，是由硅片和铝片构成的晶胞所组叠而成。硅片的基本单元是硅氧四面体，它是由一个居中的硅离子和四个在角点的氧离子所构成，如下图（a）所示。由四个硅氧四面体组成一个硅片，如图(b)所示。硅片底面的氧离子被相邻的硅离子所共有，因而硅片具有净的负电荷，简化图形如图(c)所示。
铝片的基本单元则是铝氢氧八面体，它是由一个铝离子和六个氢氧根离子所构成，如图(a)所示。六个这样的八面体组成一个铝片。每个氢氧根离子都被相邻两个铝离子所共有，铝片在整体上电荷是呈中性的，如图(b)所示，简化图形见图(c)。黏土矿物依硅片和铝片组叠形式的不同，主要分成高岭石、蒙脱石和伊利石三种类型。
高岭石：其晶层结构是由一个硅片和一个铝片上下组叠而成，如图(a)所示。这种晶体结构称为1:1的两层结构。两层结构的最大特点是晶层之间通过O₂⁻与OH⁻相互联结，称为氢键联结。氢键的联结力较强，致使晶格不能自由活动，水难以进入晶格之间，是一种遇水较为稳定的黏土矿物。因为晶层之间的联结力较强，能组叠很多晶层，多达百个以上，成为一个颗粒。所以高岭石的主要特征是颗粒较粗，不容易吸水膨胀、失水收缩，或者说亲水能力差。
蒙脱石：晶层结构是由两个硅片中间夹一个铝片所构成的，如图(b)所示，称为2:1的三层结构。晶层之间是（K⁺或Na⁺）与O₂⁻的联结，联结力很弱，水很容易进入晶层之间。每一颗粒能组叠的晶层数较少。蒙脱石的主要特征是颗粒细微，具有显著的吸水膨胀、失水收缩的特性，或者说亲水能力强。
伊利石：主要是云母在碱性介质中风化的产物。它与蒙脱石相似，是由两层硅片夹一层铝片所形成的三层结构，但晶层之间有K⁺离子联结，如图(c)所示。联结强度弱于高岭石而高于蒙脱石，其特征也介于两者之间。
（2）黏土矿物的带电性质
1809年，莫斯科大学列伊斯教授完成一项很有趣的试验。他把黏土膏放在一个玻璃器皿内，将两个无底的玻璃筒插入黏土膏中。向筒中注入相同深度的清水，并将两个电极分别放入两个筒内的清水中，然后将直流电源与电极连接。通电后发现放阳极的筒中，水面下降，水逐渐变浑；放阴极的筒中水面逐渐上升。这种现象说明在电场中，土中的黏土颗粒向阳极移动，而水则渗向阴极。前者称为电泳，后者称为电渗。土颗粒向阳极移动说明颗粒表面带有负电荷。
（3）颗粒形状和比表面积
原生矿物一般颗粒较粗，呈粒状，即颗粒的三个方向的尺度基本上为同一数量级。而黏土颗粒则相对细微，多呈片状。单位质量土颗粒所拥有的表面积之和称为比表面积。比表面积与颗粒大小及形状有关，在粒组分类中将0.005mm的颗粒称为细粒。
如果将原生矿物（如石英）研磨成粒径小于0.005mm的圆球状颗粒，尽管它们都变成了细粒，但并不意味着它们组成的土就成了黏土。这正如身高不足1m的成年人也不能算是儿童一样。因为黏土矿物颗粒除了很细小外，其形状是片状的，介电常数低，比表面积极大。
例如，蒙脱石黏土的比表面积可达800m²/g（见表），而直径为0.005mm的球状石英颗粒集合体的比表面积仅为0.44m²/g。黏土最重要的性质是其与水的相互作用，即形成结合水和双电层，这表现出土的塑性和较高的塑性指数。如前所述，黏土颗粒的带电性质都发生在颗粒的表面上，因此，对于黏性土，比表面积的大小直接反映土颗粒与四周介质（特别是水）相互作用的强烈程度，是代表黏性土特征的一个重要指标。
对于粗粒土，由于表面不具有带电性质，比表面积没有很大的意义。研究颗粒的形状应着重于研究其中针片状颗粒的比例和颗粒的磨圆度，因为它们影响到颗粒间的排列和接触方式，从而影响土的抗剪强度。
组成土的第二种主要成分是土中水。土中水除了一部分以结晶水的形式存在于固体颗粒内部的矿物中以外，其余的可以分成结合水和自由水。
黏土颗粒在水介质中表现出带电的特性，在其四周形成电场。水分子是极化分子，即正负电荷分别位于分子两端。在电场范围内，水中的阳离子和极化水分子被吸引在颗粒的四周，定向排列（如图1-10所示）。最靠近颗粒表面的水分子所受电场的作用力很强，可以达到很高值。随着远离颗粒表面，作用力很快衰减，直至电场以外不受电场力作用。受颗粒表面电场作用力吸引而包围在颗粒四周的水，与其所受的电化学力相比，自身重力不起主要作用，因而不会因自身的重力而流动。这部分水称为结合水。结合水因离颗粒表面远近不同，受电场作用力的大小不一样，可以分成强结合水和弱结合水两类。
（1）强结合水
紧靠于颗粒表面的几层水分子，所受电场的作用力很大，几乎完全固定排列，丧失液体的特性而接近于固体半固态，这层水称为强结合水。强结合水的冰点低于普通水，密度要比自由水大，具有蠕变性。当温度远高于100℃时它才会蒸发。
（2）弱结合水
弱结合水指强结合水以外，电场作用范围以内的水。弱结合水也受颗粒表面电荷所吸引而定向排列于颗粒四周，但电场作用力随远离颗粒而减弱。这层水是一种滞水膜。受力时能由水膜较厚处缓慢转移到水膜较薄处，也可以因电场引力从一个土粒的周围转移到另一个颗粒的周围。即弱结合水膜能在外压力作用下发生变形与移动，但不因自身的重力作用而流动。弱结合水的存在是黏性土在某一含水量范围内表现出可塑性的原因。
（3）自由水
不受颗粒电场引力作用的水称为自由水。自由水又可分为毛细水和重力水。
（4）毛细水
毛细水分布在土粒间相互贯通的孔隙中，可以认为这些孔隙组成许多形状不一、直径互异、彼此连通的毛细管，其等效半径为r。按物理学概念，在毛细管周壁，水膜与空气的分界处存在着表面张力。水膜表面张力的作用方向与毛细管壁成一定夹角θ。由于表面张力的作用，毛细管内的水被提升到自由水面以上一定高度h。分析高度为h的水柱的竖向静力平衡条件，因为毛细管内水面处即为大气压，以大气压力为基准，可以得到毛细水上升高度的计算公式。
显然，土颗粒的粒径越小，孔隙的直径（也就是毛细管的直径）就越小，则毛细水的上升高度越大。不同土类，土中的毛细水上升高度很不相同，大致范围见下表所列的一些例子。
在黏土中，因为土中水受颗粒四周电场作用力所吸引，形成结合水膜，毛细水上升不能简单由公式计算。若弯液面处毛细水的压力为p，分析该处水膜受力的平衡条件，取竖直方向力的总和为零，可以得到毛细区域内水压力的计算公式。这样，自由水位上下的水压力分布如图1-14所示。
自由水位以下，土骨架受浮力，减小了颗粒间的压力。自由水位以上，毛细区域内骨架中的颗粒承受水的张拉作用而使颗粒间受压，称为毛细压力。毛细压力呈倒三角形分布，弯液面处最大，自由水面处为零。
实际上，所谓的毛细饱和区是指饱和度相对较高的区域，即某一范围，这时土骨架的孔隙内水是连通的，其中少量气体以气泡形式存在，形成如图所示的弯液面，在水和空气分界面处同样存在着毛细张力。
在毛细饱和区以上存在着非饱和区，水多集中于颗粒接触点的缝隙处。孔隙中的水也属于毛细水，称为毛细角边水。毛细角边水受拉力，颗粒则受压力。由于压力p的作用，使颗粒联结在一起，这就是湿与稍湿的砂土颗粒间也存在着某种黏结作用的原因。但是，这种黏结作用并不像黏性土一样是因为粒间分子力所引起的，而是由毛细水所引起。当土中的水增加，孔隙被水完全占满，或者水分蒸发变成干土，毛细角边水消失，颗粒间的压力也就消失了，所以这种黏聚力也称为假黏聚力。非饱和土的三相作用关系属于非饱和土力学范畴，不在这里深入展开了。
土中气体一般为空气。按其所处的状态和结构特点可分为以下几种形式：吸附于土颗粒表面的气体，溶解于土中水的气体，四周为土颗粒和水所封闭的气体，以及与大气连通的自由气体。通常认为自由气体对土的性质没有大的影响，密闭气体的体积与水压力有关，压力增加，体积减小；压力减小，体积增大。
另外，水压力增加会使溶解于土中水的气体也增加。因此，密闭气体的存在增加了土的弹性。此外，这些以气泡形式存在的气体还可阻塞土中水的孔隙通道，明显减小了土的渗透系数。对于淤泥土及泥炭类土，由于微生物分解有机质，在土层中会产生一些有毒和可燃的气体，如甲烷和硫化氢等。
