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
2024(建筑工程管理)第章土的物理性质及工程分类(土力学与地基基础教案)
