1.1 岩土体的特征

1.1.1 岩石的基本构成

1.1.1.1 岩石（块）的地质成因分类

岩石（块）和岩体是岩土力学的研究对象。由工程地质学可知，岩石是组成地壳的基本物质，它是由矿物或岩屑在地质作用下按照一定的规律聚集而成的自然体。岩石可由单种矿物组成，而多数的岩石则是由两种以上的矿物组成。

岩土体是地壳的物质组成。岩体是地壳表层圈层，经建造和改造而形成的具有一定组分和结构的地质体。它赋存于一定的地质环境之中，并随着地质环境的演化和地质作用的持续，在不断地变化着。在工程地质中，把工程作用范围内具有一定的岩石成分、结构特征及赋存于某种地质环境中的地质体称为岩体。岩体在内部的黏结力较弱的层理、片理和节理、断层等切割下，具有明显的不连续性，这是岩体的重要特点，使岩体结构的力学效应减弱和消失，使岩体强度远远低于岩石强度，岩体变形远远大于岩石本身，岩体的渗透性远远大于岩石的渗透性。

岩体的力学性质与岩石（块）有显著的差别。一般情况下，岩体比岩块易于变形，其强度也显著低于岩块的强度。造成这种差别的根本原因在于岩体中存在各种类型不同、规模不等的结构面，并受到天然应力和地下水等环境因素的影响。正因为如此，岩体在外力的作用下其力学属性往往表现出非均质、非连续、各向异性和非弹性。所以，无论在什么情况下，都不能把岩体和岩石（块）两个概念等同起来。另外，人类的工程活动都是在岩体表面或岩体内部进行的。虽然研究岩体的力学性质比研究岩块力学性质更重要、更具有实际意义，但是对组成岩体的岩石（块）的研究是岩土力学中基础和根本的最主要内容。按照成因，岩石（块）可以分为三大类：岩浆岩、沉积岩和变质岩。

（1）岩浆岩。地壳下部物质成分复杂，但是主要是硅酸盐，并含有大量的水汽和各种其他的气体。由于放射性元素的集中，不断地蜕变而释放出大量的热能，使物质处于高温（1000℃）、高压（上部岩石的重量产生较大的压力）的过热可塑性状态。当地壳变动时，上部岩层的压力减低，过热的可塑性状态的物质立即转变成高温的熔融体，称为岩浆。岩浆内部压力很大，不断向地壳压力低的地方流动，以致冲破地壳深部的岩层，沿着缝隙上升。上升到一定高度，温度、压力都发生降低。当岩浆的内部压力小于上部岩层的压力时，迫使岩浆停留，冷凝成岩浆岩。根据冷凝成岩浆岩的地质环境的不同，将岩浆岩分为深成岩、浅成岩和喷出岩（火山岩）。

（2）沉积岩。沉积岩又称为水成岩，是由风化削蚀作用或火山作用形成的物质，在原地或被外力（水流或冰川）搬运，在适当的条件下沉积下来，经胶结和成岩作用形成的岩石。沉积岩具有层理构造，岩性一般具有明显的各向异性，按照形成条件及其结构特点，沉积岩可分为火山碎屑岩、胶结碎屑岩、黏土岩、化学岩和生物化学岩等。石灰岩、砂岩、页岩等都是常见的沉积岩。相较于火成岩及变质岩，沉积岩中的化石所受破坏较少，也较易完整保存。

（3）变质岩。变质岩是在已有的岩石的基础上，经过变质混合作用后形成的。由于温度、压力的不同，有高温变质、中温变质及低温变质，再加上作用力的不同，又有更多组合变质混合条件，如高温高压、高温中压等。若依变质深度来看，浅变质带的压力不大，温度也不特别高，变质作用在定向压力作用下进行，主要是使岩石破碎、固体熔融交替。中变质带的压力和温度中等，没有碎屑，片理构造发育。深变质带的温度高，几乎接近岩石的熔解点，重力围压很大，部分可以有定向压力，片理不太发育，结晶体较大。这些不同的物理条件就使得母岩的矿物组成和组织结构有明显的不同。因此变质岩的内在岩性、岩相变化往往在不大的范围内，同一岩层随着矿物组成所特有的片理、削理、板理、片麻结构、流劈理、流动扭曲褶皱等，所有这些现象使变质岩具有明显的不均质性和各向异性。

1.1.1.2 岩石的主要物质成分

岩石中主要的构造矿物有正长石、斜长石、石岩、黑云母、白云母、角闪石、辉石、橄榄石、方解石、白云石、高岭石、赤铁矿等。它们的含量，因不同成因的岩石而异。岩石中矿物成分会影响岩石的抗风化能力、物理性质和强度特征。

岩石中矿物成分的相对稳定性对岩石的抗风化能力有显著的影响，各种矿物的相对稳定性主要与其化学成分、结晶特征及形成条件有关。从化学元素活动性来看，Cl和SO4最易迁徙，其次是K、Na、Ca、Mg，再次是SiO2，最后是Fe2O3和Al2O3，至于低价铁则易氧化。

基性和超基性岩石主要是易于风化的橄榄石、辉石及其基性斜长石组成，所以非常容易风化。酸性岩石主要由较难风化的石岩、钾长石、酸性斜长石及少量暗色矿物（多为黑云母）组成，故其抗风化能力比同样结构的基性岩要高，中性岩则居于两者之间。变质岩的风化性状与岩浆岩类似。沉积岩主要由风化产物组成，大多数为原来岩石中较难风化的碎屑物或是在风化和沉积过程中新生成的化学沉积物。因此，它们的风化作用中的稳定性一般都较高。但是矿物成分并不是决定岩石风化性状的唯一因素，因为岩石的性状还取决于岩石的结构和构造特征，所以不能将矿物抗风化的稳定性与岩石的抗风化性等同起来。

1.1.1.3 常见的岩石结构类型

一般而言，大多数新鲜岩石（块）质地均较坚硬致密，孔隙小，抗水性强，透水性弱，力学性能高。岩石（块）是构成岩体的基本构成单元。相对岩体而言，岩石（块）可以看作连续的、均质的、各向同性的介质。但实际上只要稍微深入研究，就不难发现岩石（块）中也存在一些如矿物解理、微裂隙、粒间裂隙、晶格缺陷、晶格边缘等内部缺陷，统称为微结构面。因此自然界中的岩石（块）又是一种受到不同程度损伤的材料。岩石（块）的基本构成是由组成岩石（块）的物质成分和结构面两大方面决定的。岩石的结构是指岩石中矿物（及岩屑）颗粒相互之间的关系，包括颗粒的大小、形状、排列、结构连结特点及岩石中的微结构面（即内部缺陷）。其中，以结构面连接和岩石中的微结构对岩石的工程力学性能影响最大。

1.岩石结构连结类型

岩石中结构连结主要有两种，分别是结晶连结和胶结连结。

（1）结晶连结。岩石中矿物颗粒通过结晶相互嵌合在一起，如岩浆岩、大部分变质岩及部分沉积岩的结构连结。这种连结使晶体颗粒之间紧密接触，故岩石的强度一般较大，但是随着结构的不同而有一定的差异。如在岩浆岩和变质岩中，等粒结晶结构一般比非等粒结晶结构的强度大，抗风化能力强。在等粒结晶结构中，细粒结晶结构比粗粒的强度高。在斑状结构中，细粒基质比玻璃基质的强度高。总之，晶粒愈细，愈均匀，玻璃质愈少，则强度愈高。粗粒斑晶的酸性深成岩强度低，细粒微晶而无玻璃质的基性喷出岩强度最高。如粗粒花岗岩抗压强度一般只有120MPa，而同样成分的细粒花岗岩则能达到260MPa。具有结晶联结的一些变质岩，如石灰岩、大理岩等情况与岩浆岩类似。

沉积岩中的化学沉积岩是可溶的结晶联结为主，其强度较大，一般以等粒结晶的岩石的强度最高，如成分均一的致密细粒石灰岩其抗压强度可达260MPa，但是这样的连结的缺点是抗水性差，能不同程度地溶于水中，对岩石的可溶性有一定的影响。

固结黏土岩的连结有一部分是再结晶的结晶联结，其强度比其他坚硬岩石要差得多。

（2）胶结联结。胶结联结是指颗粒与颗粒之间通过胶结物在一起的联结。如沉积碎屑岩，是由部分黏土岩的结构连结而成。对于这样的连结岩石，其强度主要取决于胶结物及胶结类型。从胶结物来看，硅质、铁质胶结物的岩石的强度较高，钙质次之，而泥质胶结强度最低。从胶结类型来看，根据颗粒之间以及胶结物之间的关系，碎屑岩具有三种基本类型：其一，基质胶结类型：颗粒彼此不直接接触，完全受胶结物包围，岩石的强度基本取决于胶结物的性质；其二，接触胶结类型：只有颗粒接触处才有胶结物胶结，胶结一般不牢固，岩石强度低，透水性强；其三，孔隙胶结类型：胶结物完全或部分地充填于颗粒间的孔隙中，胶结一般较牢固，岩石强度和透水性主要视胶结物性质和其充填程度而定。

2.岩石中的微结构面

根据微结构面的定义以及微结构面包括的类型，可以将岩石的微结构面基本特征简单介绍如下：

矿物的解理面：是指矿物晶体或晶粒受力后沿着一定的结晶方向分裂成光滑的平面，它往往平行于晶体中最紧密质点排列的网面，即平行于面网间距较大的面网。某些主要的造岩矿物，如黑云母、方解石、角闪石等具有极完全或完全的解理，正长石、斜长石等也有中等解理，它们都是岩石中细微的弱面。

晶粒边界：是指矿物晶粒内部各粒子都由各种离子键、原子键、分子键等联结。由于矿物晶粒表面电价不平衡而使得矿物表面具有一定的结合力，但是这种结合力一般比起矿物内部的键连结力要小，因此晶粒边界就相对较弱。

微裂隙：是指发育于矿物颗粒内部及颗粒之间的多呈闭合状态的破裂迹线，这些微裂隙十分细小，肉眼难以观测到，一般要在显微镜下观察，故也称为显微裂隙。它们的成因主要与构造应力的作用有关，因此常具备一定的方向，有时也由温度变化、风化等作用而引起。微裂隙的存在对岩石工程地质与力学性质影响很大。

粒间空隙：多在成岩过程中形成，如结晶岩石晶粒之间的小空隙，碎屑岩中由于胶结物未完全填充而留下的空隙。粒间空隙对岩石的透水性和压缩性有较大的影响。

晶格缺陷：有由于晶体外原子入侵结果产生的化学上的缺陷，也有由于化学比例或原子重新排列的毛病所产生的物理上的缺陷，它与岩石的塑性变形有关。

从上述的介绍可知，岩石中的微结构面一般是比较小的，通常在显微镜下观察才能看到，可是，它们对岩石的工程性质影响却很大，主要表现在以下三个方面：

（1）微结构面的存在将大大降低了岩石的强度，很多学者根据格里菲斯（Griffith）强度理论，用试验论证了这一观点，其主要的论点是：由于岩石中这些缺陷的存在，当受力时，在微孔或微裂隙（缺陷）的末端，易造成应力集中，使得裂隙可能沿着裂隙末端继续扩展，导致岩石在应力作用下破坏，使其破坏的应力值比完整无缺陷时所能承受的拉应力或压应力低得多。因此有的学者认为缺陷是影响岩石力学性能的决定性因素。

（2）由于微结构面在岩石中常有方向性，如裂隙等，因此它们的存在常导致岩石的各向异性。

（3）缺陷能增大岩石的变形，在循环加荷载时引起了滞后现象，还能改变岩石的弹性波波速，改变岩石的电阻率和热传导率等。

1.1.2 土的形成

1.1.2.1 成土机理

土体是岩石风化的产物，是一种松散的颗粒堆积物。由于岩土材料组成的复杂性，其性质在许多方面不同于其他材料，具有其特有的多变性及复杂性。以下分别简述岩土的特征。

地球表层的整体岩石，在大气中经受长期的风化作用后形成形状不同、大小不一的颗粒，这些在不同的自然环境条件下堆积（或经搬运沉积作用），即形成了通常所说的土。因此可以说土是松散颗粒的堆积物。

1.岩石的风化类型

岩石的风化一般可分为物理风化作用、化学风化作用和生物风化作用。

（1）物理风化作用。地表岩石经受风、霜、雨、雪的侵蚀，或受到波浪的冲击，或地震等引起的各种力的作用，温度的变化、膨胀等因素使整块岩石产生裂隙、崩解破裂成岩块、岩屑的过程。物理风化作用过程中岩石在原地发生机械破碎而不改变其化学成分也不产生新矿物。如矿物岩石的热胀冷缩、冰劈作用、层裂和盐分结晶、生物活动等作用均可使岩石由大块变成小块以至完全碎裂。

（2）化学风化作用。指地表岩体（或岩块、岩屑）与氧气、二氧化碳等各种气体、水和各种水溶液的物质相互接触，经氧化、碳化和水化作用，使这些岩石或岩块或岩屑逐渐产生化学变化，分解为极细颗粒的过程。化学风化作用使岩体矿物发生化学成分和矿物成分变化，并产生新矿物的作用。

（3）生物风化作用。岩石在动、植物及微生物影响下发生的破坏作用称为生物风化作用。生物风化作用主要发生在岩石的表层和土中。生物风化作用有物理的和化学的两种方式。生物作用可以加速或促进化学风化作用的进行。菌类、藻类及其他微生物对岩石的破坏作用十分巨大，它们不仅直接对母岩进行机械破坏、化学分解，而且本身分泌出的有机酸有利于分解岩石或吸取某些元素变成有机化合物。

在自然界，物理风化、化学风化和生物风化是同时或交替进行的，因此，任何一种天然土是物理风化、化学风化和生物风化共同作用的产物。

2.土的堆积和沉积的条件分类

土从其堆积和沉积的条件来看可以分为两大类，一类是残积土，另一类是运积土。

残积土是指岩石风化后仍然留在原地未经搬运的堆积物，如图1.1所示。残积土的厚度或风化程度主要取决于气候条件和暴露时间。残积土的厚度受风化和搬运作用及岩体的构造作用的影响。在湿热地带，风化速度快，残积土的厚度可以达到几米至几十米，这类的残积土主要由黏颗粒组成；反之，在严寒地带，残积土的厚度不大，且主要由岩块和砂组成。由于残积土未经搬运的磨损作用，土层中所含的石块均带有尖棱角。残积土的明显特征是，颗粒多为角粒且母岩的种类对残积土的性质有显著影响。母岩质地优良，由物理风化生成的残积土，通常是坚固和稳定的；母岩质地不良或经严重化学风化的残积土，则大多松软，性质易变。残积土一般是良好的建筑土料，但是作为建筑地基时要注意土性和厚度随不同位置的变异性，应进行详细的勘探工作。

图1.1 堆积土形成示意图

运积土是指岩石风化后经流水、风和冰川以及人类活动等动力搬运离开生成地点后再沉积下来的堆积物。由于搬运的动力不同，分为坡积土、洪积土、冲积土、风积土、冰碛土、海相沉积土和沼泽土等。

（1）坡积土。是指在雨雪水流的洗刷作用下，将山上岩石风化产物顺着斜坡搬运到较平缓的山坡或山麓处形成沉积物，如图1.2所示。坡积土搬运的距离不远，颗粒由坡顶想坡脚呈现由粗变细的分选现象。坡积土厚薄不同，土质也极为不均匀，孔隙大、压缩性高，因此如作为建筑物地基，应注意地基不均匀沉降和稳定性问题。

图1.2 坡积土形成示意图

图1.3 洪积土形成示意图

（2）洪积土。由暴雨或大量融雪形成的山洪急流，冲刷并搬运大量的岩屑，流至山谷出口与山前倾斜平原地带，堆积成洪积土，如图1.3所示。搬运距离近的沉积多为块石、碎石、砾石、粗砂的 粗粒物质，力学性质好；远的则颗粒较细，力学性质较差。因此洪积土常现不规则交错的层理构造，且往往存在黏土夹层、尖灭或透镜体等产状。若以洪积土作为建筑物地基时，要注意土层的尖灭弧透镜体引起的不均匀沉降。

（3）冲积土。是指降雨形成的地表径流流经地表时，冲刷、带动或搬运土粒，经过一段搬运距离后在较平缓的地带沉积下来的土层，如图1.4所示。这些被搬运的物质有的来自山区，有的来自平原，还有的来自江河河床冲蚀及两岸剥蚀的产物。冲积土的分布范围很广。其主要类型有山区河谷冲击土、山前平原冲击土、平原河谷冲积土、三角洲冲积土、洪积土等。大多数冲积土是由水流搬运逐渐沉积而成的。流水所能带走土粒的最大尺寸与其流速的平方成比例，水的流速又与水力坡降有关。大小不同的土粒随着河流流速的改变可堆积在不同的部位，这就引起一定程度的颗粒分选和不均匀性。

图1.4 冲积土形成示意图

1—砾卵石；2—中粗砂；3—粉细砂；4—粉质黏土；5—粉土；6—黄土；7—淤泥

（4）风积土。由风力带动土粒经过一段搬运距离后沉积下来的堆积物称为风积土。主要有砂土和黄土，常在干旱和半干旱地区遇到。风所能带走的颗粒大小取决于风速，因此，颗粒随风向也有一定的分选。风积土没有明显层理，颗粒以带角的细砂粒和粉粒为主，同一地区颗粒较均匀。干旱地带粉质土粒细小，土粒之间的联结力很弱，易被风力带动吹向天空，经过长距离搬运后再沉积下来形成。典型的风积土，如黄土（或黄土类土）具有肉眼可见的竖直细根孔，颗粒组成以带角的粉粒为主，常占干土总质量的60%～70%，并含有少量黏粒和盐类胶结物。由于黄土具有一些大孔隙，因而密度很低。黄土分布在干旱地区，因而含水率也很低，一般为10%左右，干燥时由于土粒之间有胶结作用，其胶结强度较大，即使很疏松，仍能维持陡壁或承受较大的建筑物荷载。可是一经遇水，土体结构即遭破坏，胶结强度迅速降低，黄土地基会在自重或建筑物荷载作用下剧烈下沉，黄土的这种性质称为湿陷性。我国黄土分布广泛，在黄土地区修造建筑物时一定要充分注意到黄土的这一性质。

（5）冰碛土。由冰川剥落、搬运形成的堆积物称为冰川沉积土。其中，几乎未经流水搬运直接从冰层中搁置下来的称为冰碛土。其特征是不成层，所含颗粒粒径的范围很宽，小至黏粒和粉粒，大至巨大的漂石。粗颗粒的形状是次圆或次棱角的，有时还有磨光面。化学胶结的冰碛土，特别是经过冰荷载作用的冰碛土，已经产生了很大的压缩量，冰川后退后这些土层就具有密度大、压缩性小和强度大的良好工程性能，因此可作为理想的建筑物地基。由冰川融化水搬运、堆积在冰层外围的冲击土称为冰水冲击土，具有与河流冲积土类似的性质，通常由砾石、砂和粉砂组成，是优良的透水材料和混凝土骨料。

（6）沼泽土。在沼泽地的沉积物称为沼泽土。其形成是在停滞或流动不畅的浅水地区，在条件合适的情况下植物大量繁殖。地层结构运动或环境变化使得大片植物被水或土覆盖，随着时间的推移植物完全或部分分解并腐烂变质。充分腐化的土称为腐殖土，其年代较久。未完全腐化还保留有植物残留物的称为泥炭土。泥炭土的特点通常呈海绵状，干密度很小，含水率极高，土质十分疏松，因而其压缩性高、强度很低而灵敏度很高。应力求避免直接作为建筑物地基。

（7）海相沉积土。由河流流水挟带到海洋环境下沉积下来的土，如图1.5所示，其颗粒细，表层土质松软，含水量高，工程性质差。

图1.5 海相沉积土形成示意图

1.1.2.2 成土矿物

形成土粒的矿物成分各不相同，主要取决于成土母岩的矿物成分及其风化作用。成土矿物成分分为两大类。一类是原生矿物，常见的有石岩、长石、云母、角闪石和辉石等。由物理风化生成的土粒，通常由一种或几种原生矿物所组成，其颗粒一般较粗，多显浑圆形、块状或板状，吸水能力较弱，其属性与成土母岩相同，性质比较稳定，塑性较小。另一类为次生矿物，它是由原生矿物经过化学风化或生物风化作用而形成的矿物，其成分完全与母岩不同。次生矿物主要是黏土矿物，常见的黏土矿物有高岭石、伊利石和蒙脱石三类。由于次生矿物构成极细，且多显片状或针状，其性质较不稳定，由较强的吸附水能力（尤其是由蒙脱石构成的土粒），含水率的变化易引起体积胀缩，具有较大的塑性。

1.1.2.3 黏土矿物的晶体结构

黏土矿物是次生矿物中数量最多的一种，是有各种硅酸盐矿物分解形成的含水铝硅酸盐矿物，其颗粒极细，是颗粒组中的主要矿物成分。黏土矿物种类繁多，其结构可分为晶体和非晶体两大类，以晶体矿物为主，非晶体矿物很少。所谓晶体是指原子、离子在空间有规律的排列，不同的几何排列形式称为晶体结构，组成晶体结构的最小单元称为晶胞。黏土矿物晶胞构成的土粒主要是由硅-氧四面体和铝（镁）-氢氧（或氧）八面体两种基本结构单元组成的。硅-氧四面体是由一个居中的硅原子核四个角点的氧原子组成，如图1.6（a）所示。四面体底面的每个氧原子为两个相邻单元内的硅原子所共有，正因为有这种共有原子才构成了底面具有六边形的硅片，如图1.6（b）所示，其简化图形如图1.6（c）所示。铝（镁）-氢氧八面体是由一个居中的铝原子核六个在角点的氢氧离子组成，如图1.7（a）所示。当每个氢氧离子为两个相邻单元内的铝原子所共有时，就组成铝片，如图1.7（b）所示，其简化图形如图1.7（c）所示。蒙脱石则为两层四面体中间夹一层八面体组成一个晶胞，晶胞之间的联结力很弱，水分子极易进入，故有遇水膨胀的特性。伊利石如同蒙脱石一样是三层结构，所不同的是晶胞之间有钾离子存在，故联结力较强。高岭石是长石风化的产物，由一层四面体和一层八面体相互叠结而成，如图1.8所示。

图1.6 硅片的基本单元结构

（a）硅-氧四面体；（b）硅片；（c）硅片简图

图1.7 铝（镁）片的基本单元结构

（a）铝（镁）-氢氧八面体；（b）铝（镁）片；（c）铝（镁）片简图

总之，不同的黏土矿物都是由以上两种基本结构单元组成的，只是具有不同的组成形式而已。有时中心原子Si、Al会被其他原子如Fe、Mg等置换，其结构形式不变，但是物理化学性质将发生变化，形成不同的矿物，这种现象叫作同像置换或同型代替。

图1.8 三种典型黏土矿物及其构造单元示意图

（a）蒙脱石；（b）伊利石；（c）高岭石

1.1.3 土的结构与特性

土是一种松散的颗粒堆积物。它由固体颗粒、液体和气体三部分组成。土的固体颗粒一般由矿物质组成，有时含有胶结物和有机物，这一部分构成土的骨架。土的液体部分是指水和溶解于水中的矿物质。空气和其他气体构成土的气体部分。土骨架间的孔隙相互连通，被液体和气体充满。土的三相组成决定了土的物理力学性质。

1.1.3.1 土的固体颗粒

土骨架对土的物理力学性质起决定性作用。分析研究土的状态，就要研究固体颗粒的状态指标，即粒径的大小及其级配、固体颗粒的矿物质成分、固体颗粒的形状。

1.固体颗粒的大小与粒径级配

土中固体颗粒的大小及其含量，决定了土的物理力学性质。颗粒的大小通常用粒径表示。实际工程中常按粒径大小分组，粒径在一定范围的分为一组，称为粒组。粒组不同，其性质也不同。通常的粒组有砾石粒、砂粒、粉粒、黏粒、胶粒。以砾石和砂粒为主要组成成分的土称为粗粒土。以粉粒、黏粒和胶粒为主的土，称为细粒土。土的工程分类见1.5节。各粒组的具体划分和粒径范围见表1.1。

土中各粒组的相对含量称土的粒径级配。土粒含量的具体含义是指一个粒组中的土粒质量与土干总量之比，一般用百分比表示。土的粒径级配直接影响土的性质，如土的密实度、土的透水性、土的强度、土的压缩性等。要确定各粒组的相对含量，需要将各粒组分离开，再分别称重。这就是工程中常用的颗粒分析方法，实验室常用的有筛分法和密度计法。

筛分法适用粒径大于0.075mm的土。利用一套孔径大小不同的标准筛子，将称过质量的干土过筛，充分筛选，将留在各级筛上的土粒分别称重，然后计算小于某粒径的土粒含量。

密度计法适用于粒径小于0.075mm的土。基本原理是颗粒在水中下沉速度与粒径的平方成正比，粗颗粒下沉速度快，细颗粒下沉速度慢。根据下称速度就可以将颗粒按粒径大小分组。

当土中含有颗粒粒径大于0.075mm和小于0.075mm的土粒时，可以联合使用密度计法和筛分法。

工程中常用粒径级配曲线直接了解土的级配情况。曲线的横坐标为土颗粒粒径的对数，单位为mm；纵坐标为小于某粒径土颗粒的累积含量，用百分比（%）表示，如图1.9所示。

图1.9 土的粒径级配曲线

颗粒级配曲线在土木、水利水电等工程中经常用到。从曲线中可直接求得各粒组的颗粒含量及粒径分布的均匀程度，进而估测土的工程性质。其中一些特征粒径，可作为选择建筑材料的依据，并评价土的级配优劣。特征粒径有：

d 10：土中小于此粒径的土的质量占总土质量的10%，也称有效粒径；

d 30：土中小于此粒径的土的质量占总土质量的30%；

d 50：土中小于此粒径的土的质量和大于此粒径的土的质量各占50%，也称平均粒径，用来表示土的粗细；

d 60：土中此粒径土的质量占总土质量的60%，也称限制粒径。

粒径分布的均匀程度由不均匀系数Cu表示：

其中，Cu愈大，土愈不均匀，即土中粗、细颗粒的大小相差悬殊。

若土的颗粒级配曲线是连续的，Cu愈大，d60与d10相距愈远，则曲线愈平缓，表示土中的粒组变化范围宽，土粒不均匀；反之，Cu愈小，d60与d10相距愈近，曲线愈陡，表示土中的粒组变化范围窄，土粒均匀。工程中，把Cu>5的土称为不均匀土，Cu≤5的土称为均匀土。

从图1.9可见每种土的级配曲线是不相同的。土的粒径级配曲线的形状，尤其是确定其是否连续，可用曲率系数Cc反映：

若曲率系数过大，表示粒径分布曲线的台阶出现在d10和d60范围内。反之，若曲率系数过小，表示台阶出现在d30和d60范围内。经验表明，当级配连续时，Cc的范围大约为1～3。因此，当Cc<1或Cc>3时均表示级配曲线不连续。

由上可知，土的级配优劣可由土中土粒的不均匀系数和粒径分布曲线的形状曲率系数衡量。我国《土的分类标准》（GBJ 145—90）规定：对于纯净的砂、砾石，在实际工程中，Cu≥5，且Cc=1～3时，它的级配是良好的；不能同时满足上述条件时，它的级配是不良的。

2.固体颗粒的成分

土中固体颗粒的成分绝大多数是矿物质，或有少量有机物。颗粒的矿物成分一般有两大类，一类是原生矿物，另一类是次生矿物。原生矿物是岩石经过物理风化作用生成的土粒，一般由一种或多种矿物质构成，但也有的细颗粒是原生矿物的岩粉。常见的原生矿物有石英、长石和云母。次生矿物是原生矿物经过化学风化后形成的新矿物，它的成分与母岩完全不同。次生矿物主要成分是黏土矿物（高岭石、伊利石和蒙脱石），颗粒极细。原生矿物形状不规则，有浑圆形、块状和板状，吸水力差。性质较稳定，无塑性。次生矿物多呈片状，吸水力强，性质活跃，具塑性。

3.固体颗粒的形状

原生矿物的颗粒一般较粗，多呈粒状；次生矿物的颗粒一般较细，多呈片状或针状。土的颗粒愈细，形状愈扁平，其表面积与质量之比愈大。工程中，固体颗粒的形状通常用比面积来衡量。单位质量土颗粒的表面积称比表面积A，用式（1.3）表示：

式中：∑A为全部土颗粒的表面积之和，m2；m为土的质量，g。

对于粗颗粒，比表面积没有很大意义。对于细颗粒，尤其是黏性土颗粒，比表面积的大小直接反映土颗粒与四周介质的相互作用，是反映黏性土性质特征的一个重要指标。

1.1.3.2 土的液体部分

在天然情况下，土中常含有一定数量的水，土中液体含量不同，土的性质就不同。由于冻土具有特殊性，本章中研究的土体为非冻结土体。土中细粒愈多，水对土的性质影响愈大。土中水按照存在形态分为液态水、固态水（不是冻土中冻结的水体）和气态水。固态水又称矿物内部结晶水或内部结合水，是指存在于土粒矿物晶体格架内部或是参与矿物构造的水。这种水只有在比较高的温度下（80～680℃）下，才能转化为气态水而与颗粒分离，根据其对工程性质的影响，可把矿物内部结合水当作土体矿物颗粒的一部分。气态水是土中气的一部分。因此水利工程中所研究的土中的水体主要是指液态水，一部分以结晶水的形式存在于固体颗粒的内部，形成结合水；另一部分存在于土颗粒的孔隙中，形成自由水。工程上对土中水的分类见表1.2。

图1.10 土体中结合水示意图

1.结合水

结合水也称吸着水。分析黏土矿物的晶体结构，不难发现，大多数黏粒带有负电荷。当黏粒在水中沉淀时，在静电引力作用下，水中的阳离子会被吸附到土粒周围，以中和黏粒的负电荷；同时，由于水是极性分子，正负电荷在分子两端，因此，水分子也将被吸附在土颗粒和阳离子的四周。在电场作用力范围内，水中的阳离子和极性分子被吸引在土颗粒周围，距离土颗粒越近，作用力越大；距离越远，作用力越小，直至不受电场力作用。通常称这一部分水为结合水，特点是包围在土颗粒四周，不传递静水压力，不能任意流动，如图1.10所示。由于土颗粒的电场有一定的作用范围，因此结合水有一定的厚度，其厚度首先与颗粒的黏土矿物成分有关。在三种黏土矿物中，由蒙脱石组成的土颗粒，尽管其单位质量的负电荷最多，但其比表面积较大，因单位面积上的负电荷反而较少，结合水层较薄；而高岭石则相反，结合水层较厚；伊利石介于两者之间。其次，结合水的厚度还取决于水中阳离子的浓度和化学性质，如水中阳离子浓度越高，则靠近土颗粒表面的阳离子也越多，极性分子越少，结合水也就越薄。

2.自由水

离开土粒表面较远，不受电场引力作用，且可自由移动的水称为自由水。它的性质和普通水无异，能传递静水压力，冰点为0℃（水中不含抗冻离子），有溶解能力。自由水又可分为毛细管水（又称毛细水、毛管水）和重力水，如图1.11所示。

（1）毛细管水。土体内部存在着相互贯通的弯曲孔道，可以将其看成许多形状不一、大小不同、彼此连通的毛细管。由于水分子和土颗粒之间的吸附力及水、气界面的表面张力，地下水将沿着这些毛细管被吸引上来，而在地下水位以上形成一定高度的毛管水带，其高度称为毛细管水上升高度。它与土中孔隙的大小和形状、土粒的矿物成分以及睡得性质有关。土颗粒愈细，毛细管水上升愈高，黏性土的毛细管水上升较高，可达1m甚至几米。而对于孔隙较大的粗颗粒土，毛细管水几乎不存在。在毛细管水带内，只有靠近地下水位的一部分土的孔隙才被认为被水充满的，将其称为毛细管水饱和带，如图1.12所示。

图1.11 土体中自由水示意图

在毛细管水带内，由于水、气界面上弯液面和表面张力的存在，使水内的压力小于大气压力，即水压力为负值。在潮湿的粉、细砂中孔隙水存在于土粒接触点周围，彼此不连通。这时，由于孔隙中的气与大气连通，因此孔隙中的压力也小于大气压力。于是，将引起迫使相邻的土粒相互挤紧的压力，这个压力称为毛管水压力，如图1.13所示。毛管水压力的存在，增加了粒间错动摩擦阻力。这种由毛管水压力引起的摩擦阻力犹如给予砂土以某种黏聚力，以致在潮湿的砂土中能开挖一定高度的直立坑壁。一旦砂土被水浸饱和，则弯曲面消失，毛管水压力消失变为零，这种黏聚力就不再存在。因此把这种黏聚力称为假黏聚力。

图1.12 毛细管水示意图

图1.13 毛细管水压力示意图

（2）重力水。在重力或水位差作用下能在土中流动的自由水称为重力水。重力水能在土体中自由流动，与普通水一样，具有溶解能力，能传递水压力，对土颗粒有浮力作用。它能溶蚀或析出土中的水溶盐，改变土的工程性质。当它在土孔隙中流动时，对所流经的土体施加了渗透力（又称动水压力、渗透力），在工程设计和计算中应考虑其影响。

水是土的重要成分之一。一般认为水不能承受剪力，但能承受压力和一定的吸力；一般情况下，水的压缩量很小，可以忽略不计。

1.1.3.3 土的气体部分

在非饱和土中，土颗粒间的孔隙由液体和气体充满。土中气体一般以下面两种形式存在于土中：一种是四周被颗粒和水封闭的封闭气体；另一种是与大气相通的自由气体。

当土的饱和度较低，土中气体与大气相同时，土体在外力作用下，气体很快从孔隙中排出，则土的强度和稳定性提高。当土的饱和度较高，土中出现封闭气体时，土体在外力作用下，则体积缩小；外力减小，则体积增大。因此，土中封闭气体增加了土的弹性。同时，土中封闭气体的存在还能阻塞土中的渗流通道，减小土的渗透性。

1.1.3.4 土颗粒的相互作用

土体中的每个土颗粒都处于内力和外力共同作用下的平衡状态中。外力作用包括荷载和重力场的作用；内力作用包括土颗粒的内部的作用和土颗粒之间的相互作用，它影响着土的物理化学性质。土颗粒之间的相互作用包括化学键、分子键、离子-静电力、毛细水压力等作用。

根据前文中所讲述的结晶结构可知，在组成土的颗粒中，大多数黏土颗粒是呈片状或针状，有非常大的表面积，在一定条件下粒间作用力与其重力相比将占优势，从而影响到细粒土沉积过程中的组构和性状。当黏粒在溶液中沉淀时，粒间引力主要是范德华力（分子键），还有结合水层中异性电荷引起的静电引力。范德华力可以发生在极性颗粒或瞬时极性颗粒之间，此时当两个极性颗粒相互接触时，必同极排斥，异性相吸，而促使它们转动。转动的结果是异极相对，两个颗粒相互吸引。这表明范德华力总是在极性颗粒间产生引力，但它是短程力，随着粒间间距的六次方递减，而与溶液的性质无关。

另一方面，在两个土颗粒相互靠近，使颗粒表面结合水层相搭接时，结合水的阳离子不足以平衡土粒上的净负电荷就发生粒间斥力。其大小取决于溶液的性质（如溶液中阳离子的浓度和离子价），并随颗粒间距的指数函数递减。

1.1.3.5 土的结构

土的结构是指土的物质组成（主要指土粒和孔隙）在空间上的排列及土粒间的联结特征的综合。土的结构通常有下列三种基本类型。

1.单粒结构

单粒结构是砂、砾等粗粒土在沉积过程中形成的代表性结构。这是由于砂、砾的颗粒较粗大，其比表面积小，在沉积过程中粒间力的影响与重力相比可以忽略不计，即土粒在沉积过程中主要受重力控制影响。当土粒在重力作用下下沉时，一旦与已沉稳的土粒相接触时，就滚落到平衡位置形成单粒结构。这种结构的特征是土粒之间以点与点的接触为主。根据其排列情况，又可以分为紧密和疏松两种情况，如图1.14（a）、（b）所示。一般来说单粒结构比较稳定，孔隙所在的比例较小。但是对于疏松情况下的砂土，特别是饱和的细砂，当受到地震等动力荷载作用时，极易产生液化而丧失承载能力，必须引起重视。

2.蜂窝状结构

蜂窝状结构形式主要存在于细颗粒所形成的土中，细小的颗粒下沉过程中接触到已下沉的颗粒时，由于颗粒之间存在分子引力，当这种引力大于下沉土颗粒本身的重力时，该土颗粒就停留在颗粒间接触点处而不再继续下沉，如此形成孔隙较大的蜂窝状结构，如图1.14（c）所示。蜂窝状结构土体较不稳定，在外力作用下会产生较大的变形。

3.絮状结构

絮状结构又称絮凝结构，由于极细小的土颗粒（粒径小于0.005mm）在水中常处于悬浮状态，当悬浮液的介质发生变化，如细小颗粒被带到电解质较大的海水中，土粒在水中作杂乱无章的运动时一旦接触，粒间力表现为净引力，彼此容易结合在一起逐渐形成小链环时相互吸引，不断扩大形成大链环。由于土粒的角、边常带有正电荷，面带负电荷。角、边与面接触时净引力最大，因此絮状结构的特征是土粒之间以角、边与面的接触或边与边的搭接形式为主，如图1.14（d）所示。这种结构的土粒呈任意排列，具有较大的孔隙，因此其强度低，压缩性高，对扰动比较敏感。但土粒间的联结强度会由于压密和胶结作用而逐渐得到增强。

图1.14 常见土的结构

（a）疏松单粒结构；（b）紧密单粒结构；（c）蜂窝结构的土体；（d）絮状结构

天然沉积土的结构极为复杂。通常土粒总是成团存在，称为粒团。团粒与土粒的排列，既有粒团内土粒的任意或定向排列，又有粒团之间的任意或定向排列，如图1.15所示。

当粒团及粒团内的土粒都任意排列时，则土体时完全各向同性的，如图1.15（a）所示；当粒团任意排列，而粒团内的土粒是定向排列时，则土粒在主体上是各向同性的，如图1.15（b）所示；当粒团是定向排列，而粒团内的土粒是任意排列时，则土体在主体上是各向异性的，如图1.15（c）所示；当粒团及粒团内的土粒都定向排列时，则土体是完全是各向异性的，如图1.15（d）所示。

图1.15 天然细粒沉积土的结构

1.1.3.6 土的冻胀

地面下一定深度的水温，随着大气温度而变化。当大气负温传入土中时，土中的自由水首先冻结成冰晶体，随着气温的下降，弱结合水的最外层也开始冻结，使冰晶体逐渐扩大。这样，冰晶体周围土粒的结合水膜减薄，土粒就长生剩余的分子引力。此外，由于结合水膜的减薄，使水膜中离子浓度增高，产生了渗透压力（即当两种水溶液的浓度不同时，会在它们之间产生一种压力差，使浓度小溶液中的水向浓度较高的溶液渗流）。在这两种引力的作用下，下卧未冻结区较厚处的弱结合水被吸引到水膜较薄的冻结区，并参与冻结，使冰晶体增大，而不平衡引力则继续存在。假使下卧未冻结区存在水源（如地下水距冻结区很近）及适当的水源补给通道（即毛细管通道），能够源源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）就会不断地向冻结区迁移和聚集，是冰晶体不断扩大，土层中形成冰夹层，由于水冻结后体积增大，土体随之发生隆起，即冻胀现象。这种冰晶体的不断增大一直要到水源的补给断绝后才会停止。

当气温升高，土层解冻时，土中聚集的冰晶体融化，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征，即为土的冻胀性。

可见，冻胀和融陷可对建筑工程产生不利影响。特别是高寒地区，发生冻胀时，使路面隆起，柔性路面鼓包、开裂，刚性路面错缝或折断；渠道工程在冻胀中严重损坏；修建在冻土上的建筑物，冻胀会引起建筑物的开裂、倾斜甚至使轻型建筑物倒塌。发生融陷后，路基上的土在车辆反复碾压下，轻者路面变得软弱，重者路面翻浆，也会是建筑物发生大量或不均匀沉降，引起建筑物开裂，破坏或影响其正常使用。

1.1.4 土粒的分析方法

土的性质取决于各不同粒组的相对含量。为了确定各粒组的相对含量，必须用试验方法（颗分试验）将各粒组区分开来，最常用的颗分试验方法有筛分法和比重计法两种。

1.筛分法

利用一套孔径由大到小的筛子，如图1.16所示，将事先称过质量的干试样放入筛中，经过充分震摇后，把留在各级筛上的土粒分别称量，算出小于某粒径的土粒含量，用以确定土中各粒组的土粒含量。该方法适用于粒径大于0.075mm的土。

图1.16 筛分标准筛

2.比重计法

比重计法是利用不同大小的土粒在水中的沉降速度不同来确定小于某粒径的土粒含量。

将一定质量土浸入水中搅拌成悬液，搅拌停止后，土粒便开始下沉，悬液的浓度随之发生变化。利用特制的密度计，在不同时刻测悬液浓度的变化，即可换算出相应的粒径及小于该粒径的土粒质量，绘出级配曲线。该方法适用于粒径小于0.075mm的土。

1.1.5 岩（石）体的特性

岩石是由矿物组成的，按成因岩石可划分为岩浆岩、沉积岩和变质岩。成因类型不一样，差别也很大，因此，工程性质极为多样。

1.岩浆岩的性质

岩浆岩具有较高的力学强度，可作为各种建设良好的地基及天然建筑石料，但各类岩石的工程性质差异很大。

深成岩具结晶联结，晶粒粗大均匀，孔隙率小，裂隙较不发育，岩块大，整体稳定性好，但值得注意的是这类岩石往往由多种矿物结晶组成，抗风化能力较差，特别是含铁镁质缴多的基性岩，更易风化破碎，故应注意对其分化程度和深度的调查研究。

浅成岩中细晶质和隐晶质结构的岩石透水性小，抗风化能力较深成岩强，但斑状结构岩石的透水性和力学强度变化较大，特别是脉岩类，岩体小，且穿插于不同的岩石中，易蚀变风化，使强度降低，透水性增大。

喷出岩常具有气孔构造、流纹构造和原生裂隙，透水性较大。此外，喷出岩多呈岩流状产出，岩体厚度小，岩相变化大，对地基的均一性和整体稳定性影响较大。

2.沉积岩的性质

沉积岩的工程地质性质一般较好，但受胶结物的成分和胶结类型影响显著，如硅质基底式胶结的岩石比泥质接触式胶结的岩石强度高，孔隙率小，渗水性低。此外，碎屑的成分、粒度、级配对工程性质也有一定的影响，如石英质的砂岩和砾岩比长石质的砂岩为好。

黏土岩和页岩的性质相近，抗压强度和抗剪强度低，受力后变形量大，浸水后易软化和泥化。若含蒙脱石成分，还具有较大的膨胀性。这两种岩石对水工建筑物地基和建筑场地边坡的稳定都极为不利，但其透水性小，可作为隔水层和防渗层。

化学岩和生物化学岩抗体性弱，常具不同程度的可溶性。硅质成分化学岩的强度较高，但性脆易裂，整体性差。碳酸盐类岩石如石灰岩、白云岩等具中等强度，一般能满足水工设计要求，但存在于其中的各种不同形态的喀斯特，往往成为集中渗漏的通道。易溶的石膏、岩盐等化学岩，往往以夹层或透镜体存在于其他沉积岩中，质软，浸水易溶解，常常导致地基和边坡的失稳。

上述各类沉积岩都具有成层分布的规律，存在各向异性特征，因此，在水工建设中尚需特别重视对其成分构造的研究。

3.变质岩的性质

变质岩的工程性质与原岩密切相关，往往与原岩的性质相似或相近。一般情况下，由于原岩矿物成分在高温高压下重结晶的结果，岩石的力学强度较变质前相对增高。但是，如果在变质过程中形成某些变质矿物，如滑石、绿泥石、绢云母等，则其力学强度（特别是抗剪强度）会相对降低，抗风化能力变差。动力变质作用形成的变质岩（包括碎裂岩、断层角砾岩、糜棱岩）的力学强度和抗水性均甚差。

变质岩的片理结构（包括板状、千枚状、片状及片麻状结构）会使岩石具有各向异性特征，水工建筑中应注意研究其在垂直及平行于片理结构方向上工程性质的变化。

岩体是地壳表层圈层，经建造和改造而形成的具一定组分和结构的地质体。岩体在一般情况下是非均质的、各向异性的不连续体。在其形成过程中，经受了构造变动、风化作用及卸荷作用等各种内外力地质作用的破坏与改造，因此，岩体经常被软弱夹层。节理、断层、层面及片理面等地质界面所切割，使其成为具有一定结构的多裂隙体。一般把切割岩体的这些地质界面称为结构面。结构面在空间按不同组合，可将岩体切割成不同形状和大小的块体，这些被结构面所围限的岩块称为结构体。岩体就是由结构面、结构体这两个基本单元所组成的组合体。

岩体和岩石的概念是不同的。岩石是矿物的集合体，其特征可以用岩块来表征，其变形和强度性质取决于岩块本身的矿物成分、结构构造；岩体则是由一种岩石或多种岩石组成，是由结构面和结构体构成的组合体，其变形和强度性质取决于结构面和岩体结构的特性。