土力学基础知识2解析.pptx

土中的有机质和土中的水五、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的部分，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土壤全碳含量（%）有机无机复合度（%）资料来源灰壤1.689.6Xah 1959棕壤3.268.1Roulet 1963高原荒漠土0.3493.5傅积平 1978石灰性潮土0.6793.5傅积平 1978中性潮土0.9292.6傅积平 19783 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）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，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。基本微粒团聚体是有机无机复合体团聚体，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。土质学中，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+1050H2O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。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。AB2)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，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：