土力学与地基基础讲义(二)土的物理性质及工程分类.doc

第2章 土的物理性质及工程分类

一、知识点：
2.1 概述
2.2　土的组成
2.2.1 土的固体颗粒 2.2.2 土中的水和气 2.2.3 土的结构和构造
2.3 土的三相比例指标
2.3.1 指标的定义 2.3.2 指标的换算
2.4 无粘性土的密实度
2.5 粘性土的水理性质
2.5.1 粘性土的界限含水量 2.5.2 粘性土的塑性指数和液性指数2.5.3 粘性土的灵敏度和触变性
2.6 土的压实原理
2.7 地基土(岩)的分类
2.7.1 岩石的工程分类 2.7.2 无粘性土分类 2.7.3 粉土分类 2.7.4 粘性土分类
2.7.5 特殊土分类 2.7.6 细粒土按塑性图分类

二、考试内容：
重点掌握内容
1．土的各物理性质指标的定义、表达式及其在工程上的实际应用。
2．三个基本指标的测定方法。
3．利用土的三相草图和换算公式进行土的各种物理指标的换算。
4．无粘性土的密实度对其工程性质的影响。砂土密实度按孔隙比、相对密实度、标准贯入锤击数N的划分方法。各类划分方法的特点。碎石类土密实度的划分方法。
5．粘性土的含水量对其工程性质的影响。界限含水量的概念，塑限、液限、缩限的定义及测量方法。塑性指数、液性指数的物理意义及表示方法。
一般掌握内容
1．土的三相组成、形态和构造特征。
2．地基土的分类依据和命名方法。

三、本章内容：
§2-1 概述
    土是连续、坚固的岩石在风化作用下形成的大小悬殊的颗粒、经过不同的搬运方式，在各种自然环境中生成的沉积物。在漫长的地质年代中，由于各种内力和外力地质作用形成了许多类型的岩石和土。岩石经历风化、剥蚀、搬运、沉积生成土，而土历经压密固结，胶结硬化也可再生成岩石。作为建筑物地基的土，是土力学研究的主要对象。
土的物质成分包括有作为土骨架的固态矿物颗粒，孔隙中的水及其溶解物质以及气体。因此，土是由颗粒(固相)、水(液相)和气(气相)所组成的三相体系。各种土的颗粒大小和矿物成分差别很大，土的三相间的数量比例也不尽相同，而且土粒与其周围的水又发生了复杂的物理化学作用。所以，要研究土的性质就必须了解土的三相组成以及在天然状态下土的结构和构造等特征。
土的三相组成、物质的性质、相对含量以及土的结构构造等各种因素，必然在土的轻重、松密、
干湿、软硬等一系列物理性质和状态上有不同的反映。土的物理性质又在一定程度上决定了它的力学性质，所以物理性质是土的最基本的工程特性。
在处理地基基础问题和进行土力学计算时，不但要知道土的物理性质特征及其变化规律，从而了解各类土的特性，而且还必须掌握表示土的物理性质的各种指标的测定方法和指标间的相互换算关系，并熟悉按土的有关特征和指标来制订地基土的分类方法。
土的性质主要是指土的物理力学性质，包括物理性质和力学性质。
土的物理性质包括土的三相比例指标、无粘性土的密实度、粘性土的水理性质、土的渗透性（第1章）四部分内容。
土的力学性质包括土的压缩性（第3章）、土的抗剪性（第4章）、土的击实性三部分内容。
本章主要介绍土的组成、土的三相比例指标、无粘性土的密实度、粘性土的水理性质、土的压实原理以及地基土(岩)的分类。
§2-2　土的组成
2.2.1 土的固体颗粒
土的固体颗粒是由大小不等、形状不同的矿物颗粒或岩石碎屑按照各种不同的排列方式组合在一起，构成土的骨架。这些固体相的物质称为"土粒"，是土中最稳定、变化最小的成分。土中的固体颗粒的大小和形状，矿物成分及其组成情况是决定土的物理力学性质的重要因素。土中不同大小颗粒的组合，也就是各种不同粒径的颗粒在土中的相对含量，称土的颗粒组成；组成土中各种土粒的矿物种类及其相对含量称土的矿物组成。土的颗粒组成与矿物组成是决定土的物理力学性质的物质基础。
粗大土粒往往是岩石经物理风化作用形成的碎屑，或是岩石中未产生化学变化的矿物颗粒，如石英和长石等，而细小土粒主要是化学风化作用形成的次生矿物和生成过程中混入的有机物质。粗大土粒其形状都呈块状或粒状，而细小土粒其形状主要呈片状。土粒的组合情况就是大大小小土粒含量的相对数量关系。
2.2.1.1 土的颗粒级配
在自然界中存在的土，都是由大小不同的土粒组成的。自然界中的土粒，大小悬殊、性质各异，直径变化幅度（从数米的漂石到万分之几毫米的胶粒）很大，土粒的粒径由粗到细逐渐变化时，土的性质相应地发生变化，例如土的性质随着粒径的变细可由无粘性变化到有粘性。为了研究土中各种大小土粒的相对含量及其与土的工程地质性质的关系，就有必要将工程地质性质相似的土粒归并成组，按其粒径的大小分为若干组别，这种组别称粒组。各个粒组随着分界尺寸的不同而呈现出一定质的变化。划分粒组的分界尺寸称为界限粒径。目前土的粒组划分方法并不完全一致，第10页表1－1提供的是一种常用的土粒粒组的划分方法，表中根据界限粒径200、20、2、0.05和0.005mm把土粒分为六大粒组：漂石(块石)颗粒、卵石(碎石)颗粒、圆砾(角砾)颗粒、砂粒，粉粒及粘粒。
工程上常以土中各个粒组的相对含量（即各粒组占土粒总重的百分数）表示土中颗粒的组成情况，这种相对含量称为土的颗粒级配。
土的颗粒级配是通过土的颗粒大小分析试验测定的。对于粒径大于0.075mm的粗粒组可用筛分法测定。试验时将风干、分散的代表性土样通过一套孔径不同的标准筛(例如20、2、0.5、0.25、0.1、0.075mm)（见第10页图1－4），称出留在各个筛子上的土重，即可求得各个粒组的相对含量。粒径小于0.075mm的粉粒和粘粒难以筛分，一般可以根据土粒在水中匀速下沉时的速度与粒径的理论关系，用比重计法或移液管法(见土工试验有关书籍)测得颗粒级配。实际上，土粒并不是球体颗粒，因此用理论公式求得的粒径并不是实际的土粒尺寸，而是与实际土粒在液体中有相同沉降速度的理想球体的直径(称为水力直径)。
根据颗粒大小分析试验成果，可以绘制如第11页图1-5所示的颗粒级配累积曲线。

其横坐标表示粒径（因为土粒粒径相差常在百倍，千倍以上，所以宜采用对数坐标表示）。纵坐标则表示小于(或大于)某粒径的土重含量(或称累计百分含量)。由曲线的坡度可以大致判断土的均匀程度。如曲线较陡，则表示粒径大小相差不多，土粒较均匀，反之，曲线平缓，则表示粒径大小相差悬殊，土粒不均匀，即级配良好。
小于某粒径的土粒质量累计百分数为10％时，相应的粒径称为有效粒径。小于某粒径的土粒质量累计百分数为30％时的粒径用表示。当小于某粒径的土粒质量累计百分数为60％时，该粒径称为限定粒径用表示。
利用颗粒级配累积曲线可以确定土粒的级配指标，如与的比值称为不均匀系数，书上用Cu：
(2-1)
又如曲率系数用下式表示：
(2-2)
不均匀系数反映大小不同粒组的分布情况。越大表示土粒大小的分布范围越大，其级配越良好，作为填方工程的土料时，则比较容易获得较大的密实度。曲率系数描写的是累积曲线的分布范围，反映曲线的整体形状。
在一般情况下，工程上把<5的土看作是均粒土，属级配不良，>10的土，属级配良好。实际上，单独只用一个指标来确定土的级配情况是不够的，要同时考虑累积曲线的整体形状，所以需参考曲率系数值。一般认为： 砾类土或砂类土同时满足≥5和=1～3两个条件时，则定名为良好级配砾或良好级配砂。
颗粒级配可以在一定程度上反映土的某些性质。对于级配良好的土，较粗颗粒间的孔隙被较细的颗粒所填充，因而土的密实度较好，相应的地基土的强度和稳定性也较好，透水性和压缩性也较小，可用作堤坝或其他土建工程的填方土料。
2.2.1.2 土粒的矿物成分
土粒的矿物成分主要决定于母岩的成分及其所经受的风化作用。不同的矿物成分对土的性质有着不同的影响，其中以细粒组的矿物成分尤为重要。
漂石、卵石、圆砾等粗大土粒都是岩石的碎屑，它们的矿物成分与母岩相同。
砂粒大部分是母岩中的单矿物颗粒，如石英、长石和云母等。其中石英的抗化学风化能力强，在
砂粒中尤为多见。
粉粒的矿物成分是多样性的，主要是石英和MgCO、CaCO等难溶盐的颗粒。
粘粒的矿物成分主要有粘土矿物，氧化物、氢氧化物和各种难溶盐类(如碳酸钙等)，它们都是次生矿物。粘土矿物的颗粒很微小，在电子显微镜下观察到的形状为鳞片状或片状，经X射线分析证明其内部具有层状晶体构造。
粘土矿物基本上是由两种原子层(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A1—OH八面体。
由于晶片结合情况的不同，便形成了具有不同性质的各种粘土矿物。其中主要有蒙脱石，伊里石和高岭石三类。
蒙脱石是化学风化的初期产物，其结构单元(晶胞)是两层硅氧晶片之间夹一层铝氢氧晶片所组成的。由于晶胞的两个面都是氧原子，其间没有氢键，因此联结很弱，水分子可以进入晶胞之间，从而改变晶胞之间的距离，甚至达到完全分散到单晶胞为止。因此当土中蒙脱石含量较大时，则具有较大的吸水膨胀和脱水收缩的特性。

伊里石的结构单元类似于蒙脱石，所不同的是Si—O四面体中的Si可以被A1、Fe所取代，因而在相邻晶胞间将出现若干一价正离子(K)以补偿晶胞中正电荷的不足。所以伊里石的结晶构造没有蒙脱石那样活动，其亲水性不如蒙脱石。
高岭石的结构单元是由一层铝氢氧晶片和一层硅氧晶片组成的晶胞。高岭石的矿物就是由若干重叠的晶胞构成的。这种晶胞一面露出氢氧基，另一面则露出氧原子。晶胞之间的联结是氧原子与氢氧基之间的氢键，它具有较强的联结力，因此晶胞之间的距离不易改变，水分子不能进入，因此它的亲水性比伊里石还小。
由于粘土矿物是很细小的扁平颗粒，颗粒表面具有很强的与水相互作用的能力，表面积愈大，这种能力就愈强。粘土矿物表面积的相对大小可以用单位体积(或质量)的颗粒总表面积(称为比表面)来表示。例如一个棱边为lcm的立方体颗粒，其体积为lcm³，总表面积只有6cm²，比表面为6cm²／cm³= 6cm若将lcm³立方体颗粒分割为棱边0.001mm的许多立方体颗粒，则其总表面积可达6×10cm²，比表面可达6×10cm。由此可见，由于土粒大小不同而造成比表面数值上的巨大变化，必然导致土的性质的突变，所以，土粒大小对土的性质所起的重要作用是可以想象的。
除粘土矿物外，粘粒组中还包括有氢氧化物和腐殖质等胶态物质。如含水氧化铁，它在土层中分布很广，是地壳表层的含铁矿物质分解的最后产物，使土呈现红色或褐色。土中胶态腐殖质的颗粒更小，能吸附大量水分子(亲水性强)。
由于土中胶态腐殖质的存在，使土具有高塑性、膨胀性和粘性，这对工程建设是不利的。
2.2.2 土中的水和气
2.22.1 土中水
土中水是土的液体相组成部分。在自然条件下，土中总是含水的。土中水可以处于液态、固态或气态三种形态。土中细粒愈多，即土的分散度愈大，水对土的性质的影响也愈大。研究土中水，必须考虑到水的存在状态及其与土粒的相互作用。
存在于土粒矿物的晶体格架内部或是参与矿物构造中的水称为矿物内部结合水，它只有在比较高的温度(80—680℃，随土粒的矿物成分不同而异)下才能化为气态水而与土粒分离。从土的工程性质上分析，可以把矿物内部结合水当作矿物颗粒的一部分。
水对无粘性土的工程地质性质影响较小，但粘性土中水是控制其工程地质性质的重要因素，如粘性土的可塑性、压缩性及其抗剪性等，都直接或间接地与其含水量有关。

存在于土中的液态水可分为结合水和自由水两大类：
1.结合水
实验表明，极细的土粒表面一般带有负电荷，围绕土粒形成电场，由于水分子是极性分子，即一端为正电荷，另一端显负电荷，在土粒电场范围内的水分子和阳离子一起吸附在土粒表面而定向排列形成一层薄的水膜，这层水就称为结合水。结合水是指受电分子吸引力吸附于土粒表面的土中水。这种电分子吸引力高达几千到几万个大气压，使水分子和土粒表面牢固地粘结在一起。
由于土粒(矿物颗粒)表面一般带有负电荷，围绕土粒形成电场，在土粒电场范围内的水分子和水溶液中的阳离子(如Na、Ca、Al等)一起吸附在土粒表面。因为水分子是极性分子(氢原子端显正电荷，氧原子端显负电荷)，它被土粒表面电荷或水溶液中离子电荷的吸引而定向排列(第12页图1-6)。
土粒周围水溶液中的阳离子，一方面受到土粒所形成电场的静电引力作用，另一方面又受到布朗运动(热运动)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上形成固定层。在固定层外围，静电引力比较小，因此水化离子和极性水分子的活动性比在固定层中大些，形成扩散层。固定层和扩散层中所含的阳离子(反离子)与土粒表面负电荷一起即构成双电层

水溶液中的反离子(阳离子)的原子价愈高，它与土粒之间的静电引力愈强，则扩散层厚度愈薄。在实践中可以利用这种原理来改良土质，例如用三价及二价离子(如Fe、A1，Ca、Mg)处理粘土，使得它的扩散层变薄，从而增加土的稳定性，减少膨胀性，提高土的强度，有时，可用含一价离子的盐溶液处理粘土，使扩散层增厚，而大大降低土的透水性。
从上述双电层的概念可知，反离子层中的结合水分子和交换离子，愈靠近土粒表面，则排列得愈紧密和整齐，活动性也愈小。因而，结合水又可以分为强结合水和弱结合水两种。强结合水是相当于反离子层的内层(固定层)中的水，而弱结合水则相当于扩散层中的水。
(1)强结合水
强结合水是指紧靠土粒表面的结合水。它的特征是：没有溶解盐类的能力，不能传递静水压力，只有吸热变成蒸汽时才能移动。这种水极其牢固地结合在土粒表面上，其性质接近于固体，密度约为1.2～2.4g／cm³，冰点为-78℃，具有极大的粘滞度、弹性和抗剪强度。如果将干燥的土移在天然湿度的空气中，则土的质量将增加，直到土中吸着的强结合水达到最大吸着度为止。土粒愈细，土的比表面愈大，则最大吸着度就愈大。砂土的最大吸着度约占土粒质量的1%，而粘土则可达17%。粘土中只含有强结合水时，呈固体状态，磨碎后则呈粉末状态。
(2)弱结合水
弱结合水紧靠于强结合水的外围形成一层结合水膜。它仍然不能传递静水压力，但水膜较厚的弱
结合水能向邻近的较薄的水膜缓慢转移。当土中含有较多的弱结合水时，土则具有一定的可塑性。砂土比表面较小，几乎不具可塑性，而粘性土的比表面较大，其可塑性范围就大。
弱结合水离土粒表面愈远，其受到的电分子吸引力愈弱小，并逐渐过渡到自由水。
2.自由水
自由水是存在于土粒表面电场影响范围以外的水。它的性质和普通水一样，能传递静水压力，冰点为0℃，有溶解能力。
自由水按其移动所受作用力的不同，可以分为重力水和毛细水。
(1)重力水
重力水是在重力或压力差作用下运动的自由水，它是存在于地下水位以下的透水土层中的地下水，对土粒有浮力作用。重力水对土中的应力状态和开挖基槽、基坑以及修筑地下构筑物时所应采取的排水、防水措施有重要的影响。
(2)毛细水
毛细水是受到水与空气交界面处表面张力作用的自由水。毛细水存在于地下水位以上的透水层中。毛细水按其与地下水面是否联系可分为毛细悬挂水(与地下水无直接联系)和毛细上升水(与地下水相连)两种，当土孔隙中局部存在毛细水时，毛细水的弯液面和土粒接触处的表面引力反作用于土粒上，使土粒之间由于这种毛细压力而挤紧(第12页图1-7)，土因而具有微弱的粘聚力，称为毛细粘聚力。
在施工现场常常可以看到稍湿状态的砂堆，能保持垂直陡壁达几十厘米高而不坍落，就是因为砂粒间具有毛细粘聚力的缘故。在饱水的砂或干砂中，土粒之间的毛细压力消失，原来的陡壁就变成斜坡，其天然坡面与水平面所形成的最大坡角称为砂土的自然坡度角。在工程中，要注意毛细上升水的上升高度和速度，因为毛细水的上升对于建筑物地下部分的防潮措施和地基土的浸湿和冻胀等有重要影响。此外，在干旱地区，地下水中的可溶盐随毛细水上升后不断蒸发，盐分便积聚于靠近地表处而形成盐渍土。土中毛细水的上升高度可用试验方法测定。
地面下一定深度的土温，随大气温度而改变。当地层温度降至摄氏零度以下，土体便会因土中水冻结而形成冻土。某些细粒土在冻结时，往往发生体积膨胀，即所谓冻胀现象。土体发生冻胀的机理，主要是由于土层在冻结时，周围未冻区土中的水分向冻结区迁移，集聚所致。弱结合水的外层在-0.5℃时冻结，越靠近土粒表面，其冰点越低，大约在-20℃—-30℃以下才能全部冻结。当大气负温传入土中时，土中的自由水首先冻结成冰晶体，弱结合水的最外层也开始冻结，使冰晶体逐渐扩大，于是冰晶体周围土粒的结合水膜变薄，土粒产生剩余的分子引力，另外，由于结合水膜的变薄，使得水膜中的离子浓度增加，产生了渗附压力，在这两种引力的作用下，下卧未冻区水膜较厚处的弱结合水便被上吸到水膜较薄的冻结区，并参与冻结，使冻结区的冰晶体增大，而不平衡引力却继续存在。假使下卧未冻区存在着水源(如地下水位距冻结深度很近)及适当的水源补给通道(即毛细通道)，能继续不断地补充到冻结区来，那么，未冻结区的水分(包括弱结合水和自由水)就会继续向冻结区迁移和积聚，使冰晶体不断扩大，在土层中形成冰夹层，土体随之发生隆起，出现冻胀现象。当土层解冻时，土中积聚的冰晶体融化，土体随之下陷，即出现融陷现象。土的冻胀现象和融陷现象是季节性冻土的特性，亦即土的冻胀性。
2.2.2.2 土中气
土中的气体存在于土孔隙中未被水所占据的部位。在粗粒的沉积物中常见到与大气相联通的空气，它对土的力学性质影响不大。在细粒土中则常存在与大气隔绝的封闭气泡，使土在外力作用下的弹性变形增加，透水性减小。
对于淤泥和泥炭等有机质土，由于微生物(嫌气细菌)的分解作用，在土中蓄积了某种可燃气体(如
硫化氢、甲烷等)，使土层在自重作用下长期得不到压密，而形成高压缩性土层。
2.2.3 土的结构和构造
土的结构是指由土粒单元的大小、形状，相互排列及其联结关系等因素形成的综合特征。一般分为单粒结构、蜂窝结构和絮状结构三种基本类型。
单粒结构是由粗大土粒在水或空气中下沉而形成的。全部由砂粒及更粗土粒组成的土都具有单粒结构。因其颗粒较大，土粒间的分子吸引力相对很小，所以颗粒间几乎没有联结，至于未充满孔隙的水分只可能使其具有微弱的毛细水联结。单粒结构可以是疏松的，也可以是紧密的(书第14页图1-8)。

呈紧密状单粒结构的土，由于其土粒排列紧密，在动、静荷载作用下都不会产生较大的沉降，所以强度较大，压缩性较小，是较为良好的天然地基。
具有疏松单粒结构的土，其骨架是不稳定的，当受到震动及其他外力作用时，土粒易于发生移动，土中孔隙剧烈减少，引起土的很大变形，因此，这种土层如未经处理一般不宜作为建筑物的地基。
蜂窝结构是主要由粉粒(0.05-0.005mm)组成的土的结构形式。据研究，粒径在0.05-0.005mm左右的土粒在水中沉积时，基本上是以单个土粒下沉，当碰上已沉积的土粒时，由于它们之间的相互引力大于其重力，因此土粒就停留在最初的接触点上不再下沉，形成具有很大孔隙的蜂窝状结构
絮状结构是由粘粒(<0.005mm)集合体组成的结构形式。粘粒能够在水中长期悬浮，不因自重而下沉。当这些悬浮在水中的粘粒被带到电解质浓度较大的环境中(如海水)粘粒凝聚成絮状的集粒(粘粒集合体)而下沉，并相继和已沉积的絮状集粒接触，而形成类似蜂窝而孔隙很大的絮状结构
研究表明，粒径小于0.005mm的呈片状或针状的土粒，表面带负电荷，而在片的断口处有局部的正电荷，因此在土粒聚合时，多半以面—边或面—面(错开)的方式接触，如图2-9所示。

（a）边对面（b）面对面
图2-9 粘粒的接触方式
粘土的性质主要取决于集粒间的相互联系与排列。当粘粒在淡水中沉积时，因水中缺少盐类，所以粘粒或集粒间的排斥力可以充分发挥，沉积物的结构是定向(或至少半定向)排列的，即颗粒在一定程度上平行排列，形成所谓分散型结构。当粘粒在海水中沉积时，由于水中盐类的离子浓度很大，减少了颗粒间的排斥力，所以土的结构是面—边接触的絮状结构。
具有蜂窝结构和絮状结构的粘性土，其土粒之间的联结强度(结构强度)，往往由于 在同一土层中的物质成分和颗粒大小等都相近的各部分之间的相互关系的特征称为土的构造，土的构造最主要特征就是成层性，即层理构造，它是在土的形成过程中，由于不同阶段沉积的物质成分、颗粒大小或颜色不同，而沿竖向呈现的成层特征，常见的有水平层理构造和交错层理构造(见图1-12)，土的构造的另一特征是土的裂隙性，如黄土的柱状裂隙，裂隙的存在大大降低土体的强度和稳定性，增大透水性，对工程不利，此外，也应注意到土中有无包裹物(如腐殖物、贝壳、结核体等)以及天然或人为的孔洞存在。这些构造特征都造成土的不均匀性。
§2-3 土的三相比例指标

自然界中的土体结构组成十分复杂，为了分析问题方便，将其看成是三相，简化成一般的物理模型进行分析。土的三相，即土粒为固相；土中的水为液相；土中的气为气相。表示土的三相组成部分质量、体积之间的比例关系的指标，称为土的三相比例指标。主要指标有：比重、天然密度、含水量（这三个指标需用实验室实测）和由它们三位计算得出的指标干密度、饱和密度、孔隙率、孔隙比和饱和度。这些指标随着土体所处的条件的变化而改变，如地下水位的升高或降低，土中水的含量也相应增大或减小；密实的土，其气相和液相占据的孔隙体积少。这些变化都可以通过相应指标的数值反映出来。
土的三相比例指标是其物理性质的反映，但与其力学性质有内在联系，显然固相成分的比例越高，其压缩性越小，抗剪强度越大，承载力越高。
2.3.1 指标的定义
为了便于说明和计算，用书中第15页图1-11所示的土的三相组成示意图来表示各部分之间的数量关系。

图2-10 土的三相组成示意图
图中符号的意义如下：
—土粒质量；
—土中水质量；
—土的总质量，=+；
—土粒体积；
—土中水体积；
—土中气体积；
—土中孔隙体积，=+；
—土的总体积，=++
2.3.1.1 土粒比重(土粒相对密度)
土粒质量与同体积的4℃时纯水的质量之比，称为土粒比重(无量纲)，即：

(书中第15页2-3)
式中—土粒密度(g/cm³);
=纯水在4℃时的密度(单位体积的质量)，等于1g/ cm³或1t/ m³。
实用上，土粒比重在数值上就等于土粒密度，但前者无因次。土粒比重决定于土的矿物成分，它的数值一般为2.6～2.8；有机质土为2.4～2.5；泥炭土为1.5～1.8。同一种类的土，其比重变化幅度很小。

土粒比重可在试验室内用比重瓶测定。将置于比重瓶内的土样在105-110℃下烘干后冷却至室温用精密天平测其质量，用排水法测得土粒体积，并求得同体积4℃纯水的质量，土粒质量与其比值就是土粒比重。
由于比重变化的幅度不大，通常可按经验数值选用。
2.3.1.2 土的含水量
土中含水的质量与土粒质量之比，称为土的含水量，以百分数计，即：

(书15页1-5)
含水量是标志土的湿度的一个重要物理指标。天然状态下土层的含水量称天然含水量，其变化范围很大，它与土的种类、埋藏条件及其所处的自然地理环境等有关。一般干的粗砂土，其值接近于零，而饱和砂土，可达40%；坚硬的粘性土的含水量约小于30%，而饱和状态的软粘性土(如淤泥)，则可达60%或更大。一般说来，同一类土，当其含水量增大时，则其强度就降低。
土的含水量一般用“烘干法”测定。先称小块原状土样的湿土质量，然后置于烘箱内维持100-105℃烘至恒重，再称干土质量，湿、干土质量之差与干土质量的比值，就是土的含水量。
2.3.1.3 土的密度
（1） 天然密度：天然状态下，土单位体积的质量，单位为g/ cm³或t/ m³，即：

(书15页1-2)
天然密度变化范围较大。一般粘性土=1.8～2.0g/cm³；砂土=1.6～2.0g/cm³；腐殖土=1.5～1.7g/cm³。
土的密度一般用“环刀法”测定，用一圆环刀(刀刃向下)放在削平的原状土样面上，徐徐削去环刀外围的土，边削边压，使保持天然状态的土样压满环刀内，称得环刀内土样质量，求得它与环刀容积之比值即为其密度。
（2）土的干密度：土单位体积中固体颗粒部分的质量，称为土的干密度，即：

(书16页1-10)
在工程上常把干密度作为评定土体紧密程度的标准，以控制填土工程的施工质量。
（3）土的饱和密度：土孔隙中充满水时，单位体积质量，即

(书16页1-12)
式中为水的密度，近似等于= 1g/ cm³。
（4）土的浮密度：在地下水位以下，土体中土粒的质量扣除浮力后，即为单位体积中土粒的有效质量即：

(书16页1-14)
在实际应用中，经常采用土的容重，即土的重力密度,其数值上等于相应土密度与重力加速度的乘积。一般分为：天然容重γ 、干容重γd、饱和容重γsat、有效容重γˊ分别按下列公式计算：；；；式中g 为重力加速度，各指标的单位kN/m3。
2.3.1.4 土的孔隙比和孔隙率
土的孔隙比：土中孔隙体积与土体积之比，孔隙比用小数表示。即：

(书16页1-6)
天然状态下土的孔隙比称为天然孔隙比，它是一个重要的物理性指标，可以用来评价天然土层的密实程度。一般<0.6的土是密实的低压缩性土，>1.0的土是疏松的高压缩性土。
土的孔隙率：土中孔隙所占体积与总体积之比，用以百分数表示，即：

(书16页1-7)
　一般粘性土的孔隙率为30～60%，无粘性土为25～45%。
2.3.1.5 土的饱和度
土中被水充满的孔隙体积与孔隙总体积之比，称为土的饱和度，以百分率计，即：

(书16页1-8)
砂土根据饱和度的指标值分为稍湿、很湿与饱和三种湿度状态，其划分标准见下表。

2.3.2 指标的换算
上述土的三相比例指标中，土粒比重、含水量和密度三个指标是通过试验测定的。在测定这三个基本指标后，可以导得其余各个指标。

常用图2-11所示三相图进行各指标间关系的推导，令，并令，
则:

推导： (1)

(2)

由上式： (3)

(4)

(5)

(6)

(7)

土的三相比例指标换算公式并列于书17页表1-2。
【例题1-1】某一原状土样，经试验测得的基本指标值如下：密度=1.67g/cm³,含水量 =12.9%，土粒比重=2.67。试求孔隙比、孔隙率、饱和度、干密度、饱和密度以及有效密度。

【解】

(1)

(2) 44.6%

(3)

(4)

(5)

(6)
§2-4 无粘性土的密实度
无粘性土的密实度指的是碎石土和砂土的疏密程度。
无粘性土的密实度与其工程性质有着密切的关系，密实的无粘性土由于压缩性小，抗剪强度高，承载力大，可作为建筑物的良好地基。但如处于疏松状态，尤其是细砂和粉砂，其承载力就有可能很低，因为疏松的单粒结构是不稳定的，在外力作用下很容易产生变形，且强度也低，很难作天然地基。如它位于地下水位以下，在动荷载作用下还有可能由于超静水压力的产生而发生液化。例如我国海城1975.2.4的7.3级地震，震中区以西25-60km的下辽河平原，发生强烈砂土液化，大面积喷砂冒水，许多道路、桥梁、工业设施、民用建筑遭受破坏。1976.7.28唐山的7.8级地震，也引起大区域的砂土液化。因此，凡工程中遇到无粘性土时，首先要注意的就是它的密实度。
对于同一种无粘性土，当其孔隙比小于某一限度时，处于密实状态，随着孔隙比的增大，则处于中密、稍密直到松散状态。无粘性土的这种特性，是因为它所具有的单粒结构决定的。
密实度的评价方法有三种：

1、 室内测试孔隙比确定相对密实度的方法
2、 利用标准贯入试验等原位测试方法（见第6章）
3、 野外观测方法
无粘性土的相对密实度：以最大孔隙比与天然孔隙比之差和最大孔隙比与最小孔隙比之差的比值，表示，即：

（2-12）
无粘性土的最小孔隙比是最紧密状态的孔隙比，用符号表示，一般采用“振击法”测定；无粘性土的最大孔隙比是土处于最疏松状态时的孔隙比，用符号表示。一般用“松砂器法”测定。
从上式可知，若无粘性土的天然孔隙比接近于，即相对密度接近于1时，土呈密实状态，当接近于时，即相对密度接近于0，则呈松散状态。
无粘性土的天然孔隙比如果接近(或)，则该无粘性土处于天然疏松(或密实)状态，这可用无粘性土的相对密实度进行评价。
根据值可把砂土的密实度状态划分为下列三种：
1≥>0.67 密实的
0.67≥>0.33 中密的
0.33≥>0 松散的
相对密实度试验适用于透水性良好的无粘性土，如纯砂、纯砾等。
对于不同的无粘性土，其与的测定值也是不同的，与之差(即孔隙比可能变化的范围)也是不一样的。一般土粒粒径较均匀的无粘性土，其与之差较小；对不均匀的无粘性土，则其差值较大。
相对密实度是无粘性粗粒土密实度的指标，它对于土作为土工构筑物和地基的稳定性，特别是在抗震稳定性方面具有重要的意义。
对于砂土，也可用天然孔隙比来评定其密实度。但是矿物成分、级配、粒度成分等各种因素对砂土的密实度都有影响，并且在具体的工程中，难于取得砂土原状土样，因此，利用标准贯入试验、静力触探等原位测试方法来评价砂土的密实度得到了工程技术人员的广泛采用。砂土根据标准贯入试验(见第6章)的锤击数N分为松散，稍密、中密及密实四种密实度，其划分标准见书上19页表1-3。

碎石土可根据野外鉴别方法划分为密实、中密、稍密三种密实度状态。其划分标准见书20页表1-5。也可采用重型动力触探锤击数来划分密实度，见书上19页表1－4
§2-5 粘性土的水理性质
土的水理性质一般指的是粘性土的液限、塑限（由实验室测得）及由这两个指标计算得来的液性指数和塑性指数。这几个指标也是工程中必需提供的。对于饱和粘性土还有灵敏度和触变性。
2.5.1 粘性土的界限含水量
粘性土由于其含水量的不同，而分别处于固态、半固态、可塑状态及流动状态。可塑状态就是当粘性土在某含水量范围内，可用外力塑成任何形状而不发生裂纹，并当外力移去后仍能保持既得的形状。土的这种性能叫做可塑性。粘性土由一种状态转到另一种状态的分界含水量，叫做界限含水量，它对粘性土的分类及工程性质的评价有重要意义。

图1-13 粘性土物理状态与含水量的关系
如书21页图1-13所示，土由可塑状态转到流动状态的界限含水量叫做液限(也称塑性上限含水量或流限)，用符号表示，土由半固态转到可塑状态的界限含水量叫做塑限(也称塑性下限含水量)，用符号表示，土由半固体状态不断蒸发水分，则体积逐渐缩小，直到体积不再缩小时土的界限含水量叫缩限，用符号表示。它们都以百分数表示。
我国目前采用锥式液限仪(书中21页图1-15所示)来测定粘性土的液限。其工作过程是：将调成均匀的浓糊状试样装满盛土杯内(盛土杯置于底座上)，刮平杯口表面，将76克重圆锥体轻放在试样表面的中心，使其在自重作用下徐徐沉入试样，若圆锥体经5秒钟恰好沉入10mm深度，这时杯内土样的含水量就是液限值。为了避免放锥时的人为晃动影响，可采用电磁放锥的方法，可以提高测试精度，实践证明其效果较好。
美国、日本等国家使用碟式液限仪来测定粘性土的液限。其工作过程是：将调成均匀的浓糊状试样装满盛土杯内(盛土杯置于底座上)，刮平杯口表面，将76克重圆锥体轻放在试样表面的中心，使其在自重作用下徐徐沉入试样，若圆锥体经5秒钟恰好沉入10mm深度，这时杯内土样的含水量就是液限值。为了避免放锥时的人为晃动影响，可采用电磁放锥的方法，可以提高测试精度，实践证明其效果较好。（参考22页图1－17）
粘性土的塑限采用“搓条法”测定。即用双手将天然湿度的土样搓成小圆球(球径小于l0mm)，放在毛玻璃板上再用手掌慢慢搓滚成小土条，用力均匀，搓到土条直径为3mm，出现裂纹，自然断开，这时断裂土条的含水量就是塑限值。
上述测定塑限的搓条法存在着较大的缺点，主要是由于采用手工操作，受人为因素的影响较大，因而成果不稳定。近年来许多单位都在探索一些新方法，以便取代搓条法，如以联合法测定液限和塑限。
联合测定法求液限、塑限是采用锥式液限仪以电磁放锥法对粘性土试样以不同的含水量进行若干次试验，并按测定结果在双对数坐标纸上作出76克圆锥体的入土深度与含水量的关系曲线(见书22页图2-16)。
根据大量试验资料看，它接近于一根直线，如同时采用圆锥仪法及搓条法分别作液限，塑限试验进行比较，则对应于圆锥体入土深度为10mm及2 mm时土样的含水量分别为该土的液限和塑限。
因此，在工程实践中，为了准确、方便，迅速地求得某土样的液限和塑限时，则需用电磁放锥的锥式液限仪对土样以不同的含水量做几次(一般做三次)试验，即可在坐标纸上以相应的几个点近似地定出直线，然后可在直线上求出液限和塑限(详见国家标准《土工试验方法标准GBJl23-88》)。
早在50年代以来，我国一直以76克圆锥仪下沉深度10mm作为液限标准，但这与碟式仪测得的液限值不一致。对国内外一些研究成果分析表明，取圆锥仪下沉深度17mm为液限标准，则与碟式仪值相当。目前由于资料积累不足，在计算塑性指数，液性指数以及相应的土的分类，与地基承载力的相关关系中，仍然以圆锥沉入10mm为标准。
2.5.2 粘性土的塑性指数和液性指数
塑性指数：是指液限和塑限的差值(省去％符号)，即土处在可塑状态的含水量变化范围用符号表示，即：
(2-13)
显然，或塑性指数愈大，土处于可塑状态的含水量范围也愈大。塑性指数的大小与土中结合水的
可能含量有关，土中结合水的含量与土的颗粒组成、土粒的矿物成分以及土