土中水的运动规律

2 4 hmax r w d w 时，h=300m。实际 • 据理论计算，当d=0.00001cm 是不可能的。天然土层中，毛细水上升高度很少超过数米 。因为孔隙很细小，又有结合水膜的阻碍，一般砂土和粘 性土，毛细水上升不高，粉土和粉质亚粘土较高。 • 毛细水上升的速度：粗粒土毛细水上升速度较快， 细粒土上升速度慢，饱和土无毛细水（图3-3）。
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第一节 土的毛细性
• • 一、土层中的毛细水带 1、正常毛细水带（又称毛细饱和带）：位于毛细水 带下部，地下潜水面以上，几乎充满全部孔隙。正常毛细 水带会随着地下水位的升降而作相应的移动。
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2、毛细网状水带：位于毛细水带中部，正常毛细水 带之上。当地下水位急剧下降时，正常毛细水也随之急速 下降，在较小毛细孔隙中仍残留一部分毛细水来不及移动 ，而较大的孔隙因毛细水下降而留下气泡，毛细水呈网状 分布。
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第三节 流网及其应用
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本节内容自习。
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第四节 土在冻结过程中水分的迁移和积聚
• • • • 一、冻土现象及其对工程的危害 在严寒地区或当气温下降至零度以下时，土中水分 冻结成冰而成为冻土。根据其冻融情况可分为： 季节性冻土：冬季冻结、夏季全部融化的冻土； 隔年冻土：一、两年不融化的土层称为隔年冻土；
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（3）温度的因素：冻胀现象与温度下降速度和冷冻强度有关。 气温骤降且冷却强度很大时，土的冻结面迅速下移，冻结速度很快， 土中结合水及毛细水不向冻结区迁移，冻土无明显的冻胀。气温缓慢 下降，冷却强度小，负温持续时间长，有利于未冻结区水分向冻结区 迁移，出现冻胀。
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列夫防线）。
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第二节 土的渗透性
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一、渗流模型
二、土的层流渗透定律 土中孔隙水在压力梯度下发生渗流一般符合达西（ H·Darcy）定律： v kI 水的渗透速度与水头梯度成正比。达西定律适用于 层流的情况，一般只适用于中砂、细砂、粉砂等。对于粗 砂、砾石、卵石等粗粒土就不适用了。而在粘性土中，由 于结合水的存在，渗流受粘滞作用而阻碍，只有克服结合 水的抗剪强度后才能开始渗流。此时达西定律可修正为：
图 毛 细 管 中 水 柱 的 上 升
3-2
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图3-3在不同粒径的土中毛细水 上升速度与上升高度关系曲线
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v k (I I 0 )
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三、土的渗透系数 土的渗透系数可由经验参考数值确定，也可通过室 内试验、现场抽水试验测定。 • 1、室内常水头渗透试验 • 试验装置见图3-7。由试验测得的结果计算如下： • • • • 2、变水头渗透试验 Ql k HFt 试验装置如图3-8。由此可求得渗透系数： al h1 3、现场抽水试验 k ln Ft h2 现场抽水试验见图3-9。从而求得渗透系数为：
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（2）考虑竖直向渗流时（水流方向与土层垂直）
总的流量等于每一土层的流量，总的截面积等于各 土层的截面积，总的水头损失等于每一层的水头损失之和 h h h 。 k q q (h h ) q (h h ) q (h h ) h h h FI F H F (H H ) F q h q h k k k Fk Fk
3、毛细悬挂水带：位于毛细水带上部。主要为地表 水渗入而形成，水悬挂在土颗粒之间，不与中部或下部毛 细水相连，当地表有大气降水补给时，毛细悬挂水在重力 作用下向下移动（图3-1）。
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二、毛细水上升高度及上升速度 毛细水的上升高度，可根据水的表面张力以及水在 毛细管内弯液面的角度进行计算（图3-2）。 • 毛细水上升的最大高度为：
q ln(r2 / r1 ) k 2 (h2 h12 )
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4、成层土的渗透系数 对于有水平分层的沉积土层，分层对渗透系数影响 很大（图3-11）。 （1）考虑水平向渗流时（水流方向与土层平行） 各层土的水头梯度相同，总的流量等于各土层流量 之和，总的截面积等于各层土截面之和。 q q1 q2 k1 F1 I1 k2 F2 I 2 k1h1 k2 h2 ki hi kh FI FI FI h1 h2 hi
GD T w I 1、动水力的计算公式：
2、流砂现象、管涌和临界水头坡度 如果渗流的方向自下而上时，动水力方向与重力方 向相反，这将减少颗粒间的压力。当动水压力等于土的浮 容重时，土粒间压力为零，土处于悬浮状态，这种现象称 1 为流砂。即： G I '
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四、动水力及渗流破坏 水在土中渗流时受到土颗粒的阻力T，同样水流也有 一个力作用于土颗粒上，我们把水流作用在单位体积土体 上的力称为动水力GD，也称渗流力，动水力的作用方向与 水流方向一致。
• • •
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产生流砂时的水力梯度称为临界水力梯度：
' sat G 1 I cr 1 w w 1 e
1 e
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流砂现象主要发生在细砂、粉砂、粉土等土层中， 粗砂、粘土等不易产生流砂。 处理流砂的方法主要有： （1）人工降低地下水位，减小水头梯度； （2）打板桩，增加排水路径，间接降低水头梯度； （3）水下施工法。
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二、冻胀的机理与影响因素 1、冻胀的原因 土发生冻胀是因为冻结时水分向冻结区迁移和积聚 。一般情况下水在0℃时结冰，但结合水的冰点小于零度 ，弱结合水的冰点为-0.5~-30℃，强结合水的冰点则达78℃。 • 外界气温降至负温时，自由水先开始冻结成冰晶体 ，然后弱结合水外层开始冻结，随着冰晶体的扩大，冰晶 体周围土粒的结合水膜减薄，土粒产生剩余分子引力。另 外水膜中的离子浓度也增加，产生渗附压力。在这两种引 力的作用下，附近未冻结区水膜较厚的结合水被吸引到冻 结区的水膜较薄处。如此不断进行，如有适当的水源，则 使冰晶体扩大，在土层中形成冰夹层，土体积发生隆胀， 即冻胀。
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多年冻土：冻结状态持续三年或三年以上的土层。
冻土的危害：冻土由冻结及融化两种作用引起。在 冻结时，由于水结成冰体积要膨胀9%，引起土体膨胀， 使地面隆起，称为冻胀现象。冻胀引起路基开裂、路面鼓 包、开裂，建筑物上抬、开裂、倾斜，甚至倒塌。融化时 ，土中冰融化成水使土的含水量增加，强度下降，冰水积 聚，容易引起路面翻浆冒泥，使路面破坏、建筑物也融陷 。
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三、冻结深度 为了克服冻融对建筑物的危害，设计中应将基础底 面置于当地冻结深度以下。土的冻结深度与当地的气候、 土的类别、湿度、地面覆盖等有关，在工程实践中用标准 冻结深度表示（地表无积雪和草皮等覆盖条件下，多年实 测最大冻结深度的平均值称为标准冻结深度）。《公路桥 涵地基与基础设计规范》（JTJ024-85）给出了我国东北 和华北地区的标准冻深图，也可根据当地气象观测资料按 下式计算：
1 2 1 2 1 2 1 2 i i v 1 2 1 1 2 2 1 2

1 1

2 2

1
2
i
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三、影响土的渗透性的因素
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1、土的粒度成分及矿物成分
颗粒大小、形状及级配，影响孔隙大小及形状，也 影响渗透性。土颗粒越粗、越浑圆、越均匀时，渗透性就 大。砂土含较多粉土及粘土颗粒时，其渗透系数就大大降 低。 土的矿物成分对卵石、砂土和粉土等粗粒土的渗透 性影响不大，但对粘性土的渗透性影响较大，主要是由于 其亲水性和有机质的含量。 2、结合水膜厚度 粘性土结合水膜较厚时，会阻塞土的孔隙，降低土 的渗透性。如在粘土中加入高价离子的电解质，会使土粒 扩散层厚度减薄，粘土颗粒会凝聚成粒团，土的孔隙因而 增大，土的渗透性也增大。
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The End
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图 土 层 中 的 毛 细 水
3-1
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3、土的结构构造 天然土层不是各向同性的，因此渗透性也一样。如 黄土具有竖向大孔隙，因此它竖直方向的渗透系数比水平 方向大得多。层状粘土常夹有薄层粉砂层，它在水平方向 的渗透系数比竖直方向要大。 4、水的粘滞度 水在土中的流速与水的容重和粘滞度有关，而它们 又与温度有关。水的容重随温度变化可以忽略，水的粘滞 系数随温度的变化对渗透系数的影响可用下式修正： 5、土中气体 t k10 kt 土孔隙中的密闭气泡，会阻塞水的渗流，从而降低 10 土的渗透性。
土质学与土力学
人防教研室 赵佩胜
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第三章 土中水的运动规律
• 水以各种形式存在于土中，这在前面已讲过。同时 土中水在不断地运动，如水的渗透，毛细水运动等，这些 运动对土的性质影响很大。 • 土的毛细性是指土能够产生毛细现象的性质。毛细 现象是指土中水在表面张力作用下，沿着孔隙形成的管道 向上运动的现象。这部分孔隙中的水称为毛细水。 • 毛细水的危害：引起路基冻害，地下室过分潮湿， 土地沼泽化、盐渍化。
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三、毛细压力
干燥的砂呈松散状态，无粘结力，水下的饱和砂土 也无粘结力。但有一定含水量的湿砂（非饱和砂土）能捏 成团，显示一定的联结力，这是因为毛细压力作用的结果
。也称假内聚力（图3-4）。（如第四次中东战争中的巴