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1、,湿陷性黄土地基,课程特点：内容广、概念多、实践性强学习要求：学习黄土的基本知识 掌握分析和运用黄土资料的方法 解决实际工程问题,课程内容：黄土的成因、土层和分布 黄土的基本性质 黄土的湿陷性及其评价 黄土的动力特征及黄土的震害 湿陷性黄土地基及黄土工程,前 言,黄土 黄土古称“黄壤”，本源于土地之色。黄土在世界范围内的分布面积大约有1300万km2，在我国也有63万余km2，其中原生黄土的分布面积约有38.1万km2，主要分布在我国的黄河流域。,湿陷性黄土在我国分布广泛，由于其在土力学和工程建设方面所表现出来的特殊性质，一直是岩土工程界研究的对象。西部大开发以来，在黄土地区进行了大规模的工程
2、建设，极大地推动了黄土力学与工程的发展，取得了众多的成果。,黄土高原,湿陷性黄土地基是岩土工程的一分支，主要阐述这种特殊的区域性土在工程地质、土力学和工程性质等诸多方面的特点，解决黄土地区的各种实际工程问题为主要目的。,黄土高原,通过该课程的学习，具备一般工程地质与土力学知识的基础，了解湿陷性黄土产生的地质与环境原因，掌握湿陷性和其他特殊性的内在机理，以及黄土性质的土工测试方法，达到能解决实际工程问题等目的，具备在黄土地区从事岩土工程设计、勘察、施工和监理等方面的工作的技能。,黄土高原,黄土高原,黄土柱黄土的垂直节理,黄土高原,大型湿陷性黄土试验,灰土垫层,灰土垫层,桩基础静力压桩,桩基础开挖
3、现场,第一章 黄土的成因、土层和分布1.1 黄土及其成因1.1.1 黄土的含义,黄土是一种第四纪地质历史时期干旱气候条件下的沉积物。黄土是一种特殊性土。以0.050.01mm的粒级含量（粉粒）为主，这是黄土有别于其它沉积物的一个重要特点，不同地区黄土的塑性指数Ip 一般在8.3712.29 之间。从颗粒级配上看，黄土一般应属于粉土或粉质粘土。但从土的力学与工程性质上看，黄土又区别于一般的粉土和粉质粘土。,这些特性决定了黄土的土力学及工程意义和地位，对黄土地区工程建设具有重要影响。刘东生等在1965 年指出：以风力搬运堆积未经次生扰动的、无层理的、黄色粉质富含碳酸盐并具有大孔隙的土状沉积物称之为
4、黄土。即以分布在山西、陕西和甘肃等地构成黄土高原的黄土作为代表。风力搬运堆积之外的其它成因的黄色的、又常常有层理和砂、砾石层的粉状沉积物称之为黄土状岩石。,黄土应具备以下全部特征：,（1）为风力搬运沉积，无层理；（2）颜色以黄色、褐黄色为主，有时呈灰黄色；（3）颗粒组成以粉粒为主，含量一般在60%以上，几乎没有粒径大于0.25mm的颗粒；（4）富含碳酸钙盐类；（5）垂直节理发育；（6）一般有肉眼可见的大孔隙。,当缺少其中的一项或几项特征时，称为黄土状土或次生黄土，满足所有特征的称为原生黄土或典型黄土。一般将原生黄土和次生黄土统称为黄土。1.1.2 黄土成因主要的成因假说有风成说（图1.1）、水
5、成说、土壤说（残积说）和多成因说。,1.风成说将黄土划分为所谓“原生黄土”和“次生黄土”两类。凡是由风力吹飏（yng）和搬运而成的黄土，就叫“原生黄土”（通常称之为黄土），原生黄土经过二次搬运（冲积、洪积等）形成的黄土叫“次生黄土”，即“黄土状土”。即在干旱的大陆性气候作用下，高度风化的黄土物质被风吹向沙漠的边缘地区，当遇到异向风或降雨时沉落于地面，经风化成土作用而形成黄土。,风成说的主要依据为：（1）黄土颗粒很细、质地均匀；（2）黄土的母岩成分复杂与原有地层的成分无关；（3）黄土的地形，与其下伏基岩地形有一致性，随地形起伏而起伏；（4）黄土在山坳里，一律有覆盖；（5）我国黄土和沙漠、戈壁顺递
6、相连；（6）我国黄土具坡向性埋藏特征，在迎风面堆积的量大，在背风面则堆积得少些；（7）黄土层厚度有时很大，具有多层古土壤，有陆生动、植物化石，且多为干旱草原型动物。,2.水成说,水成说可分为冲积说、坡积说、洪积说等。黄土中的颗粒，是暴雨及临时水流从山坡及小冲沟冲涮搬运而来。沿平原分布，呈宽广的覆盖层，其宽度和厚度在短距离内随地形而变化。陕西高原黄土来自上游大小盆地，黄土沉积物堆积成阶地形状，在大陆性的干旱气候条件下，这些沉积物在风化和尘土作用下形成黄土。,3.土壤（残积）说,土壤（残积）说认为，黄土是经过空气、水和植物强烈改造的冰川尘土而生成的残积物，这些冰川物质是由冰水带沉积在宽阔的盆地和河
7、谷中生成的。黄土在干燥气候条件下，可在原地由各种细土（含碳酸盐）及岩石，经风化作用和成壤作用形成。该学说提出的“黄土化作用”被普遍接受。,4.多成因说,多成因说是俄罗斯人.（A.日尔蒙斯基）提出的，他认为欧洲黄土是综合因素作用的结果。在黄土形成的每一个阶段中，当时的气候条件、自然地理条件及各种形成沉积物的因素，都能影响黄土形成。根据成因他把黄土分为两种：黄土组和黄土状岩石组。张宗祜（h）是我国多成因说的代表，他把中国黄土及黄土状土根据地质-地理环境及其分布特征，做了如下成因类型划分：,（1）山前边缘带在山前地带的前缘，呈连续狭长分布，厚度在10m 左右。成因类型有冲积-洪积，洪积。（2）高原地
8、区大面积连续分布，高程在1000m 以上，厚度极大，100250m。成因类型有坡积-洪积，洪积，坡积，冲积。（3）山间盆地区在山间小型盆地，厚度几米到几十米。成因类型有冲积-洪积，冲积。（4）河谷平原区在大中型河流的河谷内，呈长条连续分布，构成河谷阶地及河谷冲积平原。成因类型只有冲积。（5）高山坡地不连续的片状分布，高程在2000m 左右，厚度10m 以下。成因类型有残积，残积-坡积。,黄土成因复杂的原因：一是黄土本身的复杂性，它的独特的性质（大孔隙、粉土成分占优势等），而这些性质是第四纪其他沉积物所不具备的；二是对黄土含义的理解不同。同一种土体有人认为是黄土，有人认为是黄土状沉积；三是研究方
9、法和研究区域的限制，也妨碍对黄土成因的认识。以局部的研究结果推断全部黄土的成因显然是不合适的。,1.2黄土的地貌特征1.2.1 黄土地貌研究的意义及研究内容,由特殊的风的地质作用搬运和堆积的黄土及部分流水地质作用所形成的黄土状沉积所掩盖堆积的地貌称为黄土地貌。黄土地貌与黄土区工程地质性质有着密切的关系，所反映的工程地质性质很不相同。我国西北地区，特别是黄河中游地区发育着著称于世的第四纪陆相黄土堆积，分布广，厚度大，地层完整。如著名的黄土高原就是在高原地形上幔盖黄土而得以命名的。,黄土高原水文地质问题的研究，一般集中在地表水土流失和地下水的开发利用两个方面，这是涉及到黄土高原治理及国土整治的重大
10、问题。在环境地质研究方面，黄土地貌（包括现代地貌、古地貌及基底地貌）是研究黄土高原古环境特征及环境变迁的重要资料。如西安白鹿塬靠近灞河两侧的边缘是滑坡活动和集中的地区。,黄土地貌研究的内容主要有：（1）查明黄土的岩性及成因并进行地层划分；（2）查明黄土堆积前的基底地貌，这是黄土地貌形成的基础和前提，在一定程度上反映了现代黄土地貌的基本类型；（3）查明新构造运动的性质、幅度和方向；（4）进行地貌的划分和成因分类。,1.2.2 黄土地貌的划分,黄土地貌的划分原则主要有形态分类原则、成因分类原则及形态-成因的组合分类原则。1.按形态和规模分类（1）大型地貌主要类型有黄土梁峁（mo）、黄土塬、黄土覆盖
11、河谷区、黄土覆盖山间盆地及黄土覆盖山麓（l）倾斜平原区等。1）黄土梁峁区：其特点是黄土地层厚，黄土颗粒较粗，胶结疏松。主要分布在六盘山以西及延安以北地区。,2）塬地貌区：地形平缓，地层连续性强，黄土厚度在130150m之间。3）黄土覆盖河谷地貌区：不同高度的河流阶地，其上覆盖着黄土，阶地越高，黄土地层越厚越全。4）山间盆地地貌区：有河流贯穿其中，黄土厚度不大。5）山麓倾斜平原区：在天山、祁连山、昆仑山等大山系北麓，有缓倾带状洪积平原，其上有较薄的黄土覆盖层。,（2）中型地貌,按形态分有黄土塬、黄土梁、黄土峁及黄土掌地与杖地等。1）黄土塬：黄土高原区被黄土覆盖面积较大的平坦地面，是黄土高原特有的
12、保存完好的广阔的平坦地面，塬面宽度不一。黄土塬按地貌单元和位置可划分为黄土塬（典型塬）和黄土台塬（渭北塬）两种。2）黄土梁：是黄土高原一种长条状延伸的尖顶或平顶垄岗地形，是黄土堆古梁状地形的继承地貌，也有黄土塬被侵蚀分割的蚀余地貌。,3）黄土峁：由黄土覆盖成孤立的或成群的浑圆形地形，直径数十米或数百米的为多，斜坡较陡，平均为1020。（3）小型地貌最常见的次一级地貌类型。主要形态有黄土垂直节理受侵后残留的黄土柱；在黄土缓坡的低洼地点，常有黄土漏斗形成等。,2.按成因分类 主要有堆积地貌、侵蚀地貌、剥蚀地貌、物理地貌及气候地貌等。（1）堆积地貌 指由堆积作用形成的黄土地貌，随外力作用方式不同有风
13、积的和冲、洪积的。（2）侵蚀地貌 在堆积地貌基础之上或在其形成过程中由侵蚀作用再改造而成。（3）剥蚀地貌 以剥蚀作用为主形成的地貌，是黄土沉积后或沉积过程中，经受以风为主，有流水、重力作用影响的地质作用产物。,1.2.3 我国黄土高原地貌的基本特征,黄土高原的黄土底层发育较好，面积大，地层完整，层序清楚，地貌类型多，构成了黄土高原地貌的基本特点。黄土高原地貌形态可以分为黄土塬、黄土梁、黄土峁、黄土阶地及黄土盆地。黄土高原地貌划分以下几个地貌区：六盘山以西梁峁区和以东梁峁区；黄土高原中部及南部的塬区及台塬区；山间盆地区及河谷阶地区。六盘山以东、吕梁山以西的甘肃庆阳陕西甘泉山西吉县一线以北为黄土高
14、原面积最大的梁峁区。,1.3黄土的地层,中国黄土形成经历了整个地质年代的第四纪时期，从第四纪更新世Q1 开始，直到现在各个时期都有堆积。六盘山是现代黄河中游气候的分界线，也是黄土形成过程中的古气候分界线。各层黄土形成年代和成因如表1.1我国黄土地层的典型剖面如图1-1,1.早更新世Q1 黄土（午城黄土）简称Q1 黄土，形成于距今70120 万年之间。其标准剖面首先在山西省隰（x）县午城镇找到，故又称午城黄土。色淡棕，显微红，比离石黄土深。粒度成分以粉粒为主，质地较均匀，质密坚实，低压缩性，无湿陷性。分布较少，一般在古地形低洼的地方能见到，厚40100m。,2.中更新世Q2 黄土（离石黄土）简称
15、Q2 黄土，形成于距今1070 万年之间。其标准剖面首先在山西省离石县找到，故又称离石黄土。粒度成分以粉粒为主，质地均匀，致密，分上下两部，共厚5070m，在黄河中游最后可达170m，为该地区黄土地层的主体。,3.晚更新世Q3 黄土（马兰黄土）简称Q3 黄土，形成于距今0.510 万年之间。其标准剖面首先在北京西柏斋堂村马兰山谷的阶地上找到，故又称马兰黄土。粒度成分以粉粒为主，质地较均匀，但较疏松，有肉眼可见的大孔，具湿陷性或强烈湿陷性，分上下两部。,4.全新世Q4 黄土简称Q4 黄土，形成于距今5 千年内。土质疏松，肉眼可见大孔，具湿陷性。底部有厚0.71.3m 的黑垆（l）土。厚度较薄，为
16、38m，最厚可达1520m，分两个亚层。黄土的地层结构与其所在地貌位置及古时气候环境有很大关系，不同的地貌单元、地层层序有所不同，将二者结合起来才能理解地层在区域上的变化。,如洛川坡头剖面（图1-3），在塬地层区，地层层序完整，古土壤色鲜明，哺乳类化石多，是中国黄土区的典型剖面，厚130m。,如陕西彬县高渠-候家砭（bin）泾河河谷剖面（图1-4），在黄土高原的大河流及其支流的4-6 级阶地中，黄土覆盖在各级阶地上，阶地愈老，地层愈全，此剖面可是河谷阶地地层层序的代表。,1.4 黄土的分布及中国黄土分区1.4.1黄土分布,全球黄土的分布很广，面积达1300 万平方公里，约占地球陆地总面积的9.
17、3%。各大洲黄土覆盖占其总面积的比例分别为：欧洲7%，北美5%，南美10%。亚洲3%，在澳大利亚和北非地区也有零星分布。我国黄土分布面积约为63 万多平方公里，占世界黄土分布总面积的4.9%左右。主要分布在北纬3347 度之间，以3445 度之间最为发育。,黄土堆积厚度以我国的最大，黄河中游的黄土塬厚度可达400m 以上。欧洲中部地区的黄土厚度只有几米，超过10m 的很少。我国湿陷性黄土的分布面积约占我国黄土分布总面积的60%左右，大部分分布在黄河中游地区。,1.4.2 我国湿陷性黄土的分区,湿陷性黄土地区建筑规范（GB50025-2004）根据我国黄土的特征，从工程地质角度出发，提出了中国湿
18、陷性黄土工程地质分区略图。它将中国湿陷性黄土工程地质分为七区（其中又细分为十二个亚区），这七个区是：陇西地区，陇东-陕北-晋西地区，关中地区，山西-冀（j）北地区，河南地区，冀鲁地区，边缘地区。规范列出了各区和亚区湿陷性黄土的物理性质指标和特征描述（见表1-2）。,第二章 黄土的基本性质,黄土的性质包括物理性质、力学性质和工程性质。力学性质和工程性质受前者及黄土的微结构特征的影响。黄土的基本性质既有其普遍性的一面，又有在地域分布、地貌和地层分布上的特点。,2.1.1 黄土的骨架颗粒及其接触关系1.黄土中的骨架颗粒及其形态,黄土中的骨架颗粒主要是大于0.005mm 的碎屑颗粒，大于0.01mm的
19、“粗粉砂颗粒”是构成黄土结构骨架的基本材料；另外，在黄土中还常常见到一种特殊的骨架颗粒集粒，集粒由微细颗粒聚集而成的，具有一定的刚性，也起着骨架支撑作用。黄土中的碎屑颗粒主要有石英、长石、碳酸盐矿物、角闪石和辉石类矿物等。,黄土中的骨架颗粒的形态，尤其是磨圆程度直接影响着黄土的物理力学性质。黄土中的集粒是由大量的细粒碎屑和少量的粘粒物质由微晶碳酸盐胶结而成，普遍存在于黄土中，是黄土的主要微结构特征之一。集粒大小相差悬殊，在0.0070.2mm之间。集粒具有一定刚度，在黄土浸水受力发生变形过程中，集粒本身一般不易变形或被破坏。,2.黄土中的骨架颗粒的接触关系,骨架颗粒接触关系是指骨架颗粒在空间上
20、的赋存状态，即排列方式。黄土的颗粒连接关系可分为点接触和面胶结两种形式。点接触一般在刚性集粒或碎屑颗粒之间，颗粒直接接触，接触面很小。点接触连接一般出现在气候干旱的西北地区，连接强度主要是接触形成的原始内聚力和由盐晶膜形成的固化内聚力。,点接触接触面积小，连接点处平均应力大，水浸入时，部分盐晶溶解，削弱了连接点强度，因而在较小压力下，颗粒间连接就遭破坏。面胶结是指颗粒间接触面积大，具有较大强度，被水浸湿后，其残余强度比点接触要高，浸水不会发生湿陷。从我国黄土地区的分布来看，一般趋势是西北地区以点接触连接占优势，东南部地区是以面胶结接触占优势。,2.1.2 黄土的孔隙特征黄土孔隙率一般为4255
21、%，孔隙比一般为0.81.2。,1.黄土孔隙的成因分类按成因可将黄土孔隙分为粒间孔隙、粘粒间孔隙、团块间孔隙、晶粒间孔隙、根洞、虫孔、节理和裂隙及溶蚀孔洞等。黄土骨架颗粒组成的格架之间的空间称为粒间孔隙，它是碎屑颗粒之间，碎屑颗粒与集粒之间，也可以是集粒之间的孔隙，也叫原生孔隙，是黄土孔隙的主体，占到黄土孔隙总量的4584%。,注：土的孔隙率是指土中孔隙体积与土的总体积的百分比。孔隙比是指土孔隙部分的体积与土固体部分的体积比。,粒间孔隙又可分为支架孔隙和镶嵌孔隙，支架孔隙指骨架颗粒松散堆积，相互支架构成的孔隙，镶嵌孔隙是指骨架颗粒互相穿插、紧密堆积所形成的孔隙。当水浸入土体，削弱了颗粒间的连接
22、强度，在一定压力作用下，支架结构迅速瓦解，孔隙周围的颗粒陷入孔内，重新组合，紧密排列，构成新的孔隙，由此产生的沉陷叫湿陷现象。,粘粒间孔隙是指在黄土中起胶结作用的粒径小于0.005mm的粘粒间的孔隙，它还包括存在于土体中起骨架作用的集粒内的孔隙。根洞、虫孔及鼠穴统称为生物孔隙。节理与裂隙属宏观构造，已超出孔隙的范畴，但它是黄土最普遍而特殊的性质。,黄土节理的成因类型有：（1）原生闭合垂直节理。（2）张开垂直节理。（3）次生张开垂直节理。（4）原生闭合斜节理或交叉节理。（5）风化节理。裂隙是沿着一个面伸展的孔隙，是土体湿干变化、膨胀收缩的结果形成的裂隙。裂隙一般发育在粘性较高的黄土中。,2.黄土
23、孔隙的大小分类,黄土孔隙可按大小分为四类：（1）大孔隙，孔隙半径0.016mm；（2）中孔隙，孔隙半径0.0160.004mm；（3）小孔隙，孔隙半径0.0040.001mm；（4）微孔隙，孔隙半径0.001mm。见表2-1 黄土高原黄土孔隙特征一览表,表2-1 列出黄土高原的孔隙类型、特征、分布规律及其与湿陷性的关系。变化规律是由黄土的颗粒成分、颗粒组合排列方式、生物气候条件及风化成土作用等因素决定的。,2.1.3 黄土中胶结物类型及胶结类型,黄土中的主要胶结物是粘土矿物和碳酸钙。富含碳酸钙是黄土的一大特征。碳酸钙在土中的形式主要有三种：（1）原生碎屑颗粒，只起骨架颗粒作用，不起胶结作用；（
24、2）再生结晶体，它们富集于钙结核或大孔壁附近，虽能局部胶结一些颗粒，但并不是普遍存在于黄土中，对黄土湿陷性影响不大；（3）微晶粉末，均匀分布在黄土中，将细碎屑胶结成集粒或胶结在其表面。,从胶结物质的赋存形态上区分，大致可分为薄膜状、填隙状和聚集状三种类型：（1）薄膜状胶结物：（2）填隙状胶结物：（3）聚集状胶结物：不同类型的胶结物聚集，主要与黄土中的粘粒和盐类含量有关。黄土的胶结就是黄土中各个骨架颗粒由细粒胶结材料相互连接起来，构成整个土体的过 程。,黄土的胶结类型分为以下三种：（1）接触式胶结（2）接触-基底式胶结（3）基底式胶结2.1.4 黄土的微结构分类采用不同的研究手段，并从不同角度对
25、我国黄土的微结构进行分类，表2-2 给出了其主要分类的相互对应关系。表2-2 我国黄土微结构类型,2.2 黄土的基本物理化学性质,它主要包括土的粒度成分、可塑性、含水量和孔隙比等。黄土的物理性质指标与湿陷性质有很大关系，对工程有一定实际意义。2.2.1 粒度成分粒度组成之不同粒径的颗粒在沉积物中所占的比例，通常采用重量百分数表示。我国一些主要湿陷性黄土地区黄土的粒度组成如表2-3。,由表可以看出，黄土以粉粒为主，其含量可达60%以上，0.050.01mm 的粗粉粒含量对黄土来说至关重要，粒径小于0.005mm 的粘粒含量在一定程度上决定着黄土的物理力学性质。在西安等关中一带，粘粒含量一般在20
26、29%左右。表2-3 湿陷性黄土的粒度组成粒径小于0.002mm的颗粒属于粘粒及胶体粒级的范畴。,我国各地不同层位的黄土都有大体相同的粒度组成。各地黄土或黄土状土都以粗粉粒（0.050.01mm）颗粒含量最高，常在40%以上。黄土高原黄土粒度分布特征明显受近南北向的六盘山和吕梁山的影响。六盘山和吕梁山将黄土高原分为近南北向的三部分：六盘山以西的西部地区，吕梁山以东的东部地区，其间的广阔地区为中部地区。,西安处于黄土高原南部边缘，黄土颗粒细，细砂含量低，一般不超过10%，粘粒含量很高，一般为2529%。我国黄土的粒度分布有如下特点：（1）我国黄土自西往东黄土粒度成分的变化特点是：西（六盘山以西，
27、即陇西地区）粘粒少，中（六盘山和吕梁山之间，即陇东-陕北地区和关中地区）粘粒增多，东（吕梁山以东和河南地区）则粘粒下降或持平。,（2）在六盘山和吕梁山之间（北部边缘地区、陇东-陕北地区和关中地区）的南北带内，黄土粒度中北部砂粒多，自北往南砂粒含量渐减，粘粒相应增多，至南部的关中地区粘粒含量可达25%或更高，这一规律不同程度地适用于不同时代的黄土。,2.2.2 可塑性,湿陷性黄土的液限和塑限含水量分别在2035%和1421%之间变化，塑性指数为3.317.5，大多数在912 左右。液限是决定黄土力学性质的一个重要指标，当液限在30%以上时，黄土的湿陷性较弱，且多为非自重湿陷性。而液限小于30%时
28、，则湿陷性一般较强烈。关中地区的自重湿陷性黄土，液限很少有超过30%的。,液限wL：是指土的流动状态与可塑状态的界限含水量。塑限wp：指土的可塑状态与半固态的界限含水量。塑性指数Ip：指液限和塑限的差值。,表2-4 列出了不同地区黄土的液限wL、塑限wp和塑性指数Ip，土的塑性指标显示了与黄土的粒度成分相似的区域性规律及差异，无论是自西向东或自北往南，黄土的液限变化显著。,湿陷系数是判定黄土湿陷性地定量指标，由室内压缩实验测定。式中，hp指保持天然湿度和结构的试样，加至一定压力时，下沉稳定后的高度（mm）；hp指加压稳定后的试样，在浸水作用下，附加下沉稳定后的高度（mm）；h0是指试样的原始高
29、度（mm）。我国黄土地区以湿陷系数是否大于或等于0.015作为判定黄土湿陷性的界限值。,2.2.3 孔隙比和干重度,孔隙比和干重度是衡量黄土密实度的重要指标，与土的湿陷性有较明显的关系。一般情况下，干重度小，孔隙比大时，湿陷性强，反之，干重度大，孔隙比小时，湿陷性弱。湿陷性黄土干重度范围在1.141.69g/cm3之间。,注：土的干重度是指单位体积土体中固体颗粒的重量。孔隙比是指土孔隙部分的体积与土固体部分的体积比。,孔隙比在反映黄土的压缩性和湿陷性等力学-工程性质上是一项非常灵敏、非常有用的物 理性质指标。在某一定值压力的作用下，黄土的孔隙比越大，湿陷系数也越大。对全新世或晚更新世黄土，孔隙
30、比在0.851.24 时常具湿陷性，大多在1.01.1 之间，当孔隙比小于0.8 时，一般不具湿陷性。,2.2.4 含水量,湿陷性黄土的天然含水量在3.325.3%之间变化，其大小与场地的地下水位深度和年降雨量有关。在多数情况下，黄土的天然含水量都较低。就同一土层而言，含水量在我国黄土的主要分布区的西部和北部较低，往东和往南逐渐增高。,注：土体中水的质量与土粒质量的百分比被称为土的含水量w。,黄土的天然含水量与孔隙比一样是反映黄土的压缩性和湿陷性的非常灵敏的物理性质指标。以含水量和孔隙比为一方，压缩性和湿陷性为另一方，它们的关系非常密切。含水量越低，则湿陷性越强烈，随着含水量的增大，湿陷性逐渐
31、减弱。当黄土的天然含水量超过25%时，就不再具有湿陷性，而其压缩性则刚好相反。,图2-1 反映不同天然含水量的黄土试样的湿陷系数s 与压力P 的关系曲线。由图可见，随着含水量的增大，sP 关系曲线向右移动，在低压力下的湿陷系数减小，即引起黄土的结构开始剧烈破坏所需的压力（湿陷起始压力）变大。,2.2.5 黄土的化学性质,黄土的化学性质对黄土的力学与工程性质有一定影响，主要包括黄土的矿物成分、化学成分和成岩作用。1.矿物成分我国黄土中矿物常超过30 种。黄土的矿物成分包括粗矿物成分（0.005mm）和粘土矿物成分（0.005mm）。多矿物性是黄土的特点，其中一般含有40 种以上的粗矿物；黄土中轻
32、矿物（比重2.9）的含量一般大于90%以上，有四、五种，主要有石英、长石、碳酸盐矿物及白云母等。黄土中粘土矿物以伊利石为主要组分，还有高岭石、蒙脱石、绿泥石等。,2.化学成分,西北湿陷性黄土的化学成分中，以SiO2 及Al2O3 和Fe2O2 含量高，是黄土中的主要成分，它们与黄土中的石英和长石等含量高有关。SiO2存在于有粗颗粒到胶粒的各级粒组中，钙、镁呈固态或液态存在于黄土中，为重要胶结物。,3.可溶盐类,黄土中可溶盐类主要有以下三类：（1）易溶盐类，包括氯化物盐类、易溶的硫酸盐及碳酸盐等；（2）中溶盐类，以石膏为代表；（3）难溶盐类，主要为碳酸钙。当黄土中含有较多的易溶盐时，会引起土体的
33、溶解性、膨胀性、渗透性的变化，当易溶盐类被溶解流走后就会改变土体的稳定性、强度及透水性。,石膏为中溶盐类，在水中的溶解度较低，石膏在土中常呈固体结晶形态存在。碳酸钙为典型的难溶盐，占全部碳酸盐的90%以上，碳酸镁占10%以下。碳酸钙在黄土中的赋存状态有三种：原始物质中带有的碳酸钙，其颗粒大小和粉土一样；在黄土成土过程中形成的碳酸钙，多呈微集粒散布在黄土中；黄土中的碳酸钙含量很高，但其溶解度很小，常对土体起胶结和骨架作用，增大土体的强度。在黄土形成后，由于淋滤作用富集在一起，往往以四种形式出现。,4.成岩作用,黄土在原始物质堆积后，即开始成岩作用，首先进行黄土化作用，即在生物及气候的共同作用下，
34、使粉土物质呈疏松的胶结状态，并保留了粒间孔隙及根洞、虫孔和鼠穴等较大的孔洞。当沉积层逐渐加厚，由于自重压力及碳酸盐的淋滤下移富集，呈现出沉积时代越老，压实及胶结程度越深。,2.3 黄土的一般力学性质,黄土的一般力学性质包括压缩性、应力应变关系、强度特性及其动力特性。2.3.1 黄土的压缩性 压缩性是指在外力作用下土体体积缩小的性质，是土体在荷载的作用下产生变形的特性，土的压缩是由于孔隙体积减小引起的。土的压缩随时间而增长的过程，称为土的固结。土的压缩性的大小可以用压缩性指标表示，如压缩系数a、压缩指数Cc、压缩模量Es 等。,压缩试验时，用金属环刀切取保持天然结构的原状土样，并置于圆筒形压缩容
35、器的刚性护环内，土样上下各垫有一块透水石，土样受压后土中水可以自由排出。压缩曲线是室内土的压缩试验成果，它是土的孔隙比与所受压力的关系曲线。压缩性不同的土，其压缩曲线的形状是不一样的。曲线愈陡，说明随着压力的增加，土孔隙比的减小愈显著，因而土的压缩性愈高。,压缩曲线可按两种方式绘制，一种是采用普通直角坐标绘制的e-p曲线，在常规试验中，一般按p=50、100、200、300、400kPa五级加荷；另一种的横坐标则取p的常用对数取值，即采用半对数直角坐标纸绘制成曲线。,压缩系数是指压缩曲线上任一点的切线（或割线）斜率a，它表示相应于压力p作用下土的压缩性。,由于ep呈曲线关系，即压缩系数是应力的
36、函数，随应力大小、应力变化的区间的变化而变化，并不是常量。,土的e-p曲线改绘成半对数压缩曲线e-log p曲线时，它的后段接近直线，其斜率Cc为：式中，Cc称为土的压缩指数。,压缩模量Es是指土在完全侧限条件下，竖向附加压应力与相应的应变增量之比值，根据e-p曲线可以求算。式中，a表示土的压缩系数，kPa-1或MPa-1；Es表示土的压缩模量，MPa。压缩模量越大，表明土在同一压力变化范围内土的压缩变形越小，则土的压缩性越低；反之，Es越小，表示土的压缩性越高。,1.黄土的压缩性特点,计算地基沉降量时，必须取得土的压缩性指标，用室内试验或原位试验来测定。判断黄土压缩性高低的标准与一般粘性土相
37、同:当a1-20.5MPa-1时，为高压缩性；1.0 MPa-1 a1-2 0.5MPa-1时，为中等压缩性；a1-2 1.0MPa-1时，为低压缩性；我国各地湿陷性黄土的压缩系数一般在0.11.0 MPa-1之间变化。,表2-5 列出了一组不同时代黄土的压缩系数值。从表可以看出黄土压缩性的三个基本特点：,（1）在天然含水量下，黄土的压缩性一般是不高的或是低压缩性的，黄土试样层位愈深愈是如此。（2）在饱和状态下，黄土的压缩性有很大增高。（3）黄土试样的压缩系数随试验压力的增高有增有减。在天然含水量状态下和饱和状态下，不同时代有所不同。,黄土的压缩性和湿陷性都受含水量的影响。由图2-2可见，黄土
38、试样含水量不高时，具有低的压缩性和高的浸水饱和湿陷性。随着含水量逐渐增高，压缩性相应地增大而饱和时的湿陷性减小。,黄土试样一增一减的过程最终于含水量接近饱和时达到最大限度。就是含水量的重要影响和随着含水量的增减而变的黄土的压缩性与湿陷性之间的相互消长关系。,2.黄土的欠压密性,欠压密土可分为两类，即一般欠压密土和有结构强度的欠压密土。饱和粘性土在上覆自重作用下，渗透固结尚未完成，土体中的超静孔隙水压力没有完全消散，上覆土重量由作用在土骨架上的有效应力和孔隙水压力共同承担，这种粘性土称为“一般欠压密土”，即饱和土体的“欠固结土”。,另一类是结构性土，它在上覆土自重作用下的固结过程也未完成，但没有
39、孔隙水压力，上覆土的重量也由土骨架承担。它的结构性表现在其具有一定的结构强度，压缩曲线（e-logp 曲线）形状类似于超固结土，其结构强度类似于超固结土中的“先期固结压力”。对黄土的大孔隙结构当颗粒间的固化联结在一定条件下被破坏，就会发生强度的突然降低和体积的突变。,2.3.2 黄土的强度,黄土的强度除与土的颗粒组成、矿物成分、粘粒含量等有关外，主要取决于土的含水量和密实程度。含水量越低，密实程度越高，则强度越大。土的粘聚力分成两部分，即原始粘聚力和固化粘聚力。原始粘聚力来源于颗粒间的静电力和范德华力，粘粒含量多，土越密实，颗粒间距离越近，单位面积上土粒间接触点多，则原始粘聚力越大。,固化粘聚
40、力决定于存在于土颗粒间的胶结物质的胶结作用，土生成年代越久，固化粘聚力越强。天然含水量低的黄土，由于存在架空结构，密度低，原始粘聚力较小，而固化粘聚力较大。受水浸湿后产生胶溶作用以致固化粘聚力减弱甚至丧失，强度降低，引起湿陷。,1.黄土的含水量与抗剪强度的关系,土的抗剪强度：是指土体抵抗剪切破坏的极限能力。土的抗剪强度指标由颗粒间的内摩擦力以及由胶结物和水膜的分子引力所产生的粘聚力共同组成。土体破坏通常可归于剪切破坏，剪切破坏是由土体中的剪应力达到抗剪强度所引起的。含水量对土的抗剪强度的影响很大。这种影响主要表现在黄土的粘聚力c 随含水量的增高而减小上；内摩擦角也受影响，但影响次之。,不同干密
41、度时含水量对黄土抗剪强度的影响可由表2-6 说明。当黄土的天然含水量低于塑限时，含水量变化对强度影响最大；当含水量超过塑限时，抗剪强度降低幅度小；当超过饱和含水量时，抗剪强度变化不大。,图2-3 为黄土的粘聚力与由土样所在的层位深度所代表的自重应力的大致关系。由图可见，随着黄土层位的加深（和时代的久远），粘聚力相应增大。在六盘山以东的地区黄土的粘聚力比六盘山以西的为高。,图2-3 天然含水量下黄土的内摩擦角与层位的关系,2.黄土的抗剪强度特性,（1）饱和黄土的不固结不排水剪（UU）特性饱和黄土的UU 试验在固结阶段和剪切阶段均打开排水阀门，土体不固结，孔压不消散。整个试验过程中，土样的体积、孔
42、隙比、含水量和密度均不会发生变化，不论围压3 多大，根据饱和土体密度-有效应力-抗剪强度唯一关系，破坏莫尔园大小不变，因此，强度包线为公切于破坏莫尔园的水平线，即u=0，不排水剪强度cu=(13)/2，,如图2-4，饱和黄土破坏莫尔园大小不变，强度包线为公切于破坏莫尔园的水平线，即u=0，不排水剪强度cu的大小取决于土体先前的固结历史，先期固结压力越大，cu越大。,非饱和黄土试样在进行不固结不排水试验时，土中的气体压缩或溶于水，土最后接近饱和，其强度包线如图2-5 所示。非饱和部分的强度指标为不排水剪强度cu、u的大小随土含水量大小而不同，饱和部分u=0。,（2）原状黄土的固结排水剪特性,图2
43、-6 原状黄土的固结排水剪强度包线和应力路径。原状黄土在天然状态下具有较大的结构强度，当固结围压小于结构强度时，其强度特性近似超固结土，应力路径为AB，当固结应力超过结构强度时，强度特性近似正常固结土。,原状黄土强度包线有两部分组成，前半段受结构强度制约，存在一个粘聚力coc，后半段的延长线通过原点，应力路径为CD。,（3）黄土的无侧限抗压强度无侧限抗压强度试验是围压3=0 的三轴试验。在天然含水量状态下，黄土具有较高的结构强度，土的时代越早期结构强度越大。无侧限抗压强度用抗剪强度表示，还可用无侧限抗压强度qu 来表示。,图2-7 为土的自重应力ps 和无侧限抗压强度qu 的关系，它们近似成平
44、行关系。,2.4 黄土的应力应变关系,黄土受力后首先产生弹性变形，其次为塑性变形。弹性变形和塑性变形是材料受力后两个不同的变形阶段。由于应力平衡方程和应变、位移关系的几何方程与材料物理性质无关，所以，土的应力应变关系成为主要的研究任务。,土的应力应变关系通常通过常规三轴剪切试验（12=3）取得，表现为硬化型和软化型。硬化型强度（q）随垂直应力增大而增大；软化型，首段强度(q)随垂直应力增大而增大，为硬化段，达到峰值强度（qp）后，强度随垂直应力增大而减小，为软化段。峰值强度（qp）和相应的峰值应变（p）随围压（3）而变化。,2.4.1 原状黄土的应力应变关系曲线,原状黄土有较大的结构强度，其应
45、力应变关系随成因时代和受力状态不同，一般可分为三种类型五种形式，如图2-8。,当3 小于结构强度时，应力应变关系曲线呈软化型或弱硬化型；当3大于结构强度时，其应力应变关系曲线一般呈强硬化型。当围压等于结构强度时，应力应变关系曲线呈理想塑性型。这些现象表明，结构强度和围压对黄土的应力应变关系曲线有较大影响。,2.4.2 饱和黄土的应力应变关系曲线,饱和黄土是由于地下水位上升或地面水浸入使其达到饱和的。饱和黄土的特点是高含水量、高压缩性、低强度。对饱和黄土进行的四种应力路径试验，即常规固结不排水剪（CU）、常规固结排水剪（CD）、和等应力比剪（K=3/1）的试验结果，不同应力路径饱和黄土的应力应变
46、关系曲线形式有很大差异，如图2-92-12。,图2-9 饱和黄土CU 试验应力应变曲线,CU 的应力应变关系曲线均为弱软化型，随着围压3 的增大软化程度略有减小，峰值提高，与其相应的应变值随3 的增大而增大。,图2-10 饱和黄土CD 试验应力应变曲线,图2-12 饱和黄土等压（p）CD 试验应力应变曲线,CD与p=常数的应力应变关系曲线大致相似，均属硬化型，剪切过程中均发生体缩，但固结排水剪的体缩在不同围压下的变化幅度较小，且变化次序与非饱和土相反。,图2-11 饱和黄土等应力比（K）CD 试验应力应变曲线,K=常数试验的应力应变关系曲线较特殊，曲线的起始段较陡直，应变较小，近似线性应变关系
47、。当荷载达到一定水平时，曲线上出现明显的转折点（屈服点），此后位移略平呈直线段，随后转向陡立，强度重新随应变而增大。,2.4.2 挤密黄土的应力应变关系曲线,在湿陷性黄土地区，为了消除湿陷性，常采用挤密类型的地基处理方法，如灰土挤密桩、CFG 桩、DDC 桩等。对挤密黄土的应力应变关系曲线的研究，可以更深入地了解湿陷性消除的力学机理。图2-13 和图2-14 分别为挤密黄土的常规三轴固结排水剪试验和等应力比K=常数的试验的应力应变关系曲线。,图2-13 挤密黄土（Q3）的CD 试验应力应变曲线,由挤密黄土固结排水剪试验的结果可知其变形性状特点：在不同围压下的固结排水剪的应力应变关系曲线都为弱硬
48、化型，接近正常固结土特性，其破坏强度比原状黄土高。,图2-14 黄土（K=常数）的应力应变曲线,图2-13 分别给出了原状黄土和挤密黄土在K=常数试验条件下的应力应变关系曲线。原状黄土的等应力比试验的应力应变关系曲线近似于饱和黄土。当K0.4 时，曲线明显分为三段，曲线上的两个转折点可分别被看作弱化点和强化点，分别标志原始结构的丧失和新结构强度的形成。挤密黄土等应力比试验的应力应变关系，曲线上只有一个转折点，转折点处的强度比相同K 值的原状黄土强度高。K0.3 的等应力比试验曲线，平均应力p 增长慢，有较长的流塑段，强化段未出现。,2.5 非饱和黄土力学与黄土的结构性,湿陷性黄土常是含水量较小
49、的非饱和土，其特殊的性质实质上是黄土浸湿时，它的结构性和非饱和性共同影响的结果。就一般情况来说，非饱和土通常具有显著的结构性。因此，在非饱和土中，结构性和非饱和性常常共同影响着土的力学特性。,2.5.1 黄土的非饱和性,非饱和土就是土的孔隙中既存在有孔隙水，也有孔隙气，而气相的存在是它的性质复杂的主要原因。非饱和土力学研究的基本问题主要指渗透特性、变形特性和强度特性。非饱和土中气相和液相的交界面称为收缩膜。在收缩膜的气相一边，压力ua 为正值，在液相一边，压力uw 为负值，二者之间的差值（uauw）常被称之为的吸力s。吸力s是非饱和土本质特征的力学反映，是区别于饱和土土力学的基本特征。,1.土
50、水特征曲线 常用土水特征曲线（SWCC）（图2-15）表示非饱和土的吸力特性，它是基质吸力与土的湿度状态之间的关系，也称为吸力状态曲线。由增湿与减湿过程得到的土水特征曲线又分别称为浸湿曲线（干燥增湿曲线）与干燥曲线（饱和减湿曲线），后者高于前者，二者形成滞回圈形态，反映了非饱和土增、减湿时由于水前进与撤退时，水同土颗粒接触角的不同而引起的瓶颈效应影响。影响土水特征曲线的因素很多，主要有固结压力、孔隙比等。,2.非饱和土的有效应力,对于饱和土，它的变形和强度问题都由太沙基Terzaghi（18831963，美籍现代土力学的创始人）提出的有效应力来控制，即由土骨架所承受的力决定，它是作用在土体上的
