工程地质认识与分析(txt+pdf+epub+mobi电子书下载)

作者：黄治云,刘鸿燕,王明秋,裴灵

出版社：中国地质大学出版社有限责任公司

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工程地质认识与分析试读：

前言

为贯彻落实教育部《关于支持高等职业学校提升专业服务产业发展能力的通知》（教职成［2011］11号）精神，提升水文与工程地质勘察专业服务产业发展能力，为重庆统筹城乡建设、三峡库区建设和西部建设提供高端技能型水文与工程地质类人才，教育部高等教育司组织有关高等职业学校重新构建基于工作过程的课程体系，其中《工程地质认识与分析》为该课程体系中核心课程之一。

本书是编者结合多年从事工程地质勘察和教学工作经验，在充分吸收、借鉴近年来出版的相关教材优点和工程地质学科所取得的最新成果的基础上编写而成的。编写力求做到结构严谨、内容精炼、概念清晰。考虑到与本专业已开设的《地质作用分析》《矿物岩石鉴定》《地质构造判别与分析》以及《工程地质勘察方法》等课程的分工和衔接，省略了较多基础地质分析与勘察方法等内容，突出了西部建设中经常遭受滑坡、危岩、泥石流、地震、矿井突水等不良地质作用的特点。全书共分三大部分，第一部分为基础知识，包括土与土体、岩石与岩体工程性质以及地下水基础；第二部分为不良地质作用，包括滑坡、危岩、泥石流、地震等；第三部分为工程地质问题的认识与分析，介绍了房屋建筑、洞室围岩以及道路与桥梁工程地质问题。由于土木工程类型繁多，不同学科专业的侧重点各不相同，希望教师在具体教学过程中，根据各自的学科专业特点及要求对教学内容作适当取舍。

本书由黄治云主编，刘鸿燕、王明秋和裴灵任副主编。具体编写分工如下：黄治云编写前言、

绪论

由于编者水平有限，教材中缺点和错误在所难免，恳请各位读者对教材中的错误和不妥之处予以指正。

最后，向本书中所引用文献和研究成果的众多作者表示最诚挚的谢意。编者2013年8月绪论一、工程地质的性质与任务

工程地质是研究与工程建设有关的地质问题的科学，是为工程建设服务的一门学科，属于地质学的一个分支。

世界上任何建（构）筑物，如住房、厂房、铁路、公路、桥梁、隧道、机场、港口、管道及水利水电工程等，都是修建在地壳表层（地表或地表下一定深度的地方）的地质环境之中，工程建筑与地质环境之间存在着相互制约、相互作用的关系。一方面，地质环境以一定的作用影响工程建筑的安全稳定、经济合理性和正常使用；另一方面，建筑物的兴建又会以各种方式反作用于地质环境，使自然地质条件发生变化，最终又影响到建筑物本身的安全、稳定和正常使用。工程地质的研究对象就是工程建筑与地质环境之间的相互制约和相互作用，研究的目的是促使两者之间的矛盾得到转化和解决。

工程地质为工程建设服务是通过工程地质勘察来实现的。它通过勘察和分析研究，阐明建筑场区的工程地质条件，指出并评价存在的问题，为建筑物的设计、施工和使用提供所需的地质资料。

工程地质的基本任务可概括为以下几个方面：一是区域稳定性研究与评价；二是地基稳定性研究与评价；三是环境影响评价。其具体任务如下。（1）研究建筑场区工程地质条件，指出有利因素和不利因素，阐明工程地质条件的特征及其变化规律。（2）分析存在的工程地质问题，进行定性和定量评价，预测发生的可能性、规模和发展趋势。（3）选择地质条件较好的地段作为建筑场地，并根据场地的工程地质条件合理配置各个建筑物。（4）研究工程建筑物兴建后对地质环境的影响，提出合理利用和保护的建议。二、工程地质的研究内容

工程地质勘察的目的在于查明建筑场地的工程地质条件，工程地质条件是各种对工程建筑有影响的地质因素的总称，也称为工程地质环境，主要包括如下几方面的内容。（一）地形地貌

地形是指地表高低起伏状况，斜坡陡缓程度与沟谷宽窄及形态特征等；地貌则说明地形形成的原因、过程和时代。平原区、丘陵区和山丘地区的地形起伏、土层厚薄和基岩出露情况、地下水埋藏特征和地表地质作用现象都具有不同的特征，这些因素都直接影响到建筑场地和路线的选择。（二）地层岩性

地层岩性是最基本的工程地质因素，包括岩土的成因、时代、岩性、产状、变质程度、风化特征、软弱夹层以及物理力学性质等。（三）地质构造

地质构造也是工程地质工作研究的基本对象，包括褶皱、断层、裂隙的分布和特征。地质构造，特别是形成时代新、规模大的活动断裂，对地震等灾害具有控制作用，因而对建筑物的安全稳定、沉降变形等研究具有重要意义。（四）水文地质条件

水文地质条件是重要的工程地质因素，包括地下水的成因、埋藏、分布、动态变化和化学成分等。（五）不良地质现象

不良地质现象是现代地表地质作用的反映，与工程区地形、气候、岩性、构造、地下水和地表水作用密切相关，主要包括滑坡、崩塌、岩溶、泥石流、风沙移动、河流冲刷和风化等，对评价建筑物的稳定性和预测工程地质条件的变化意义重大。（六）天然建筑材料

工程建设中所需的岩土建筑材料的分布、类型、品质、开采条件、储量及运输条件等，也是工程地质条件中的一个重要因素。三、工程地质的研究方法

工程地质的主要研究方法包括地质学方法、实验和测试方法、计算方法和模拟方法。（一）地质学方法

地质学方法即自然历史分析法，是运用地质学理论，查明工程地质条件和地质现象的空间分布，分析研究其产生过程和发展趋势，并进行定性判断的方法。利用地质学方法所得结果虽然是定性的，但因为它往往具有区域性或趋势性规律，所以对工程活动的规划选点、可行性研究或者工程活动的战略布局具有重要的指导意义。它是工程地质研究的基本方法，也是其他研究方法的基础。（二）实验和测试方法

实验和测试方法，包括测定岩、土体特性参数的实验，地应力的方向和量级的测试，以及对地质作用随时间延续而发展的监测等，其结果可为工程设计或防护措施的制定提供必要的数据。在信息技术迅速发展的各种测试手段不断完善的今天，工程地质的研究已经不再局限于传统的定性分析和评价，而是在定性评价的基础上，将地质学与现代岩土力学、数学和力学、计算机科学和测试技术有机地结合起来，进行定量的计算和评价。因此，实验和测试对工程地质问题的解决越来越重要，其成果的准确性对评价结果具有至关重要的影响，不管计算模型和方法多么正确，只要参数不正确，得到的结果就不可能反映实际情况。（三）计算方法

计算方法包括应用统计数学方法对测试数据进行统计分析，利用理论或经验公式对已测得的有关数据进行计算，从而定量评价工程地质问题。（四）模拟方法

模拟方法可以分为物理模拟（也称工程地质力学模拟）和数值模拟。二者主要通过地质研究深入分析地质原型，查明各种边界条件，并在利用实验研究获得有关参数的基础上，结合工程的实际情况，正确地抽象出工程地质模型，然后利用相似材料或各种数学方法，再现和预测地质作用的发生和发展过程。基于正确的岩土力学模型和参量的物理和数值模拟分析，可以在短时间内重现和预测地质问题发生和发展的全过程，经过与地质原型和现象观测的对比，若能达到拟合，即可验证概念模型，使之上升为对系统全面的理性认识，成为理论模式。物理模拟多用来获取特征点的物理量，数值模拟则可获得全场的物理量，并可方便地模拟不同情况下，工程场地变形和破坏发展的过程及演化规律，两者配合使用可以得到更好的效果。

计算机技术在工程地质学领域中的应用，不仅使过去难以完成的复杂计算成为可能，而且能够对数据资料进行自动储存、检索和处理，甚至能够将专家们的智慧存储在计算机中，以备查询和处理疑难问题。四、工程地质的发展历史及趋势

工程地质产生于地质学的发展和人类工程活动经验的积累。第一次世界大战结束后，整个世界开始进入了大规模建设时期。1929年，奥地利太沙基出版了世界上第一部《工程地质学》。1937年，前苏联萨瓦连斯基的《工程地质学》问世。第二次世界大战以后，各国都有一个稳定的和平环境，工程建设发展迅速，工程地质在这个阶段迅速发展，成为地球科学的一个独立分支学科。

在中国，工程地质的发展基本上始于20世纪50年代。从引进前苏联工程地质学理论和方法开始，经过不断地工程实践和理论创新，我国工程地质得到了突飞猛进的发展，取得了显著成就，积累了大量经验，在一定程度上形成了具有中国特色的工程地质学体系。一大批工程地质学家为新中国的建设发挥了巨大的作用，特别是谷德振、刘国昌等老一辈工程地质学家开创的区域稳定性问题研究，为我国重大工程建设作出了突出贡献，在国际学术界具有重要的影响。

国际上，工程地质的发展具有如下趋势。（一）工程地质的全球概念

工程地质是从地球科学中产生出来的，因而其发展受到地球科学的影响。最近20年来，地球科学的全球观念发展得很快，产生了如全球构造、全球变化、地球系统科学等概念。事实上，只有从全球演化角度来看待不同地区的工程地质问题，才可能理解地质系统的多样性，并进行全球性的工程地质经验和理论的对比。（二）工程地质的人地调谐观念

工程地质本质上就是研究工程与地质、人与地球关系的学科，所以人地调谐观念对于工程地质思维来说不应太生疏。工程地质学家已经把包括灾害防治在内的环境保护和合理利用方面的研究作为义不容辞的责任。地球圈层演化、水岩、水土作用，重大工程环境影响评价等问题已成为国际工程界学术研讨的重点。（三）综合集成概念和趋势

在工程地质领域中历来就很重视综合评价和决策，所谓综合集成是指不同学科知识的交叉结合、不同来源知识的交叉结合，形成总体的评价和决策。五、本课程的学习方法和要求

本课程的教学目的是使学生了解工程建设中经常遇到的工程地质现象和问题，以及这些现象和问题对工程建筑设计、施工和使用过程产生的影响，并能合理利用自然地质条件，正确处理工程设计、施工和营运中的工程地质问题。

学生学习本课程后，应达到如下基本要求。（1）掌握一定的工程地质基础知识和理论。包括第四纪沉积物特征、第四纪地貌、岩土物理力学性质、地下水类型及其作用等。（2）初步掌握滑坡、泥石流等地质灾害的发育条件，掌握稳定性评价方法与防治措施。（3）初步掌握地震破坏与影响因素、抗震设防及标准、地震效应与设计反应谱的确定；初步掌握活动断层的识别与评价方法。（4）初步掌握常见工程活动所涉及的工程地质条件及工程地质问题的评价和分析方法。

工程地质学是一门实践性很强的学科。学习本课程重要的不是死记硬背某些条文，而是要学会解决问题的方法，学会具体问题具体分析，并能做到举一反三。为了加强对工程地质现象与问题的感性认识，教师除讲课外，还应安排实验课及野外地质教学实习，以巩固课堂理论教学。本课程教学过程中，应积极采用多媒体教学，配合有关地质科教片、幻灯片、地质教学模型等直观教具，增强地质感性认识，提高教学效果。学生在学习过程中，课堂上要注意学习和掌握工程地质学的基本理论；野外地质实习和日常生活中，要多观察和了解与工程有关的一些地质现象，如地形地貌、地层岩性、地质构造、水文地质和不良地质现象等内容，以增加感性认识，扩大视野，巩固课本所学内容。

第一篇 基础知识

第一章 第四纪地质与地貌

第一节 第四纪地质

第四纪是新生代最晚的一个纪，其下限一般认为是2.6Ma，分为更新世和全新世，更新世又可分为早、中、晚三期（表1-1）。这一时期地球上出现了人类，这是最重大的事件。北京周口店的石灰岩洞穴中发现了大约生活在四五十万年以前的北京猿人头盖骨化石及其使用的工具。表1-1　第四纪地质年代表

第四纪时期地壳有过强烈的活动，为了与第四纪以前的地壳运动相区别，把第四纪以来发生的地壳运动称为新构造运动。地球上巨大块体大规模的水平运动、火山喷发、地震等都是地壳运动的表现。第四纪气候多变，曾出现大规模冰川活动的时期。地区新构造运动的特征，对于工程区域稳定性问题的评价是一个基本要素。二、第四纪气候与冰川活动

第四纪气候冷暖变化频繁，气候寒冷时期冰雪覆盖面积扩大，冰川作用强烈，称为冰期；气候温暖时期，冰川面积缩小，称为间冰期。第四纪冰期在晚新生代冰期中规模最大，地球上的高、中纬度地区普遍被巨厚冰层覆盖。当时气候干燥，因而沙漠面积扩大。中国大陆在冰期时，海平面下降，渤海、东海、黄海均为陆地，台湾与大陆相连，气候干燥，风沙盛行，黄土堆积作用强烈。第四纪冰川不仅规模大而且频繁。根据深海沉积物研究，第四纪冰川作用有20次之多，而近80万年来每隔10万年有一次冰期和间冰期。三、第四纪沉积物el（一）残积物（Q）

岩石经物理风化和化学风化作用后残留在原地的碎屑物称残积物或残积土，因其成层覆盖在地表，故又称残积层。残积物向上逐渐过渡为土壤层。土壤层直接分布在地表，因富含有机质颜色较深或有植物根系分布于其中。残积层向下逐渐过渡为半风化岩石和新鲜基岩。

残积物不具层理，粒度和成分受气候条件和母岩岩性控制。在干旱或寒冷地区，化学风化作用微弱而以物理风化作用为主，岩石风化产物多为棱角状的砂、砾等粗碎屑物质，其中缺少黏土矿物。在垂直剖面上，上部碎屑的粒径较小，向下部逐渐变大。半干旱地区，除物理风化作用外，尚可有化学风化作用进行，残积物中常形成黏土矿物、铁的氢氧化物与钙、镁碳酸盐和石膏等。气候潮湿地区，化学风化作用活跃，物理风化作用不发育，残积物主要由黏土矿物组成，厚度也相应增大。气候湿热地区，残积物中除黏土矿物外，铝土矿和铁的氢氧化物含量高，常为红色。

残积物成分与母岩岩性关系密切。花岗岩的残积物中常含有由长石分解形成的黏土矿物，而石英则破碎成为细砂。石灰岩的残积物往往成为红黏土。碎屑沉积岩的残积物在外观上变化不大，仅恢复其未固结前松散状态的特征。

残积物的厚度往往与地形条件有关，在陡坡和山顶部位常被侵蚀而厚度较小，平缓的斜坡和山谷低洼处因不易被侵蚀而厚度较大。

残积物表部土壤层孔隙率大、压缩性高、强度低，而其下部常常是夹碎石或砂粒的黏性土或是被黏性土充填的碎石土、砂砾土，其强度较高。dl（二）坡积物（Q）

雨水或雪水将高处的风化碎屑物质洗刷而向下搬运，或由本身的重力作用，堆积在平缓的斜坡或坡脚处，成为坡积物。

坡积物的成分与高处的岩石性质往往有关。坡积物一般不具层理，有时局部可有层理。碎屑物一般呈棱角状或因经一段距离搬运而呈次棱角状。坡积物可以具有一定分选性，由于重力作用，比较粗大的碎屑物往往堆积在紧靠斜坡的位置，而细小的碎屑和黏土则分布在离斜坡稍远处。

坡积物厚度变化较大。在陡坡地段较薄，而在坡脚处较厚。pl（三）洪积物（Q）

洪积物是由大雨或融雪水将山区或高地的大量碎屑物沿冲沟搬运到山前或山坡的低平地带堆积而成。洪积物在沟口往往呈扇状分布，扇顶在沟口，向山前低平地带展开，称为洪积扇。

洪积扇一般分为上、中和下三部分（图1-1），它们具有不同的工程地质特征。上部多以砾石、卵石为主要成分，其强度高、压缩性小，可作为工业、民用建筑的良好地基，但其孔隙大，透水性强不易建坝。中部以砂土为主，下部以黏性土为主，它们一般都是良好的地基，主要分布在砂土向黏性土过渡地带及黏性土分布地带，受透水性的差异及地下水埋藏浅等因素的影响，常有泉水出露，形成沼泽，沼泽地带泥炭层强度低、压缩性大。图1-1　洪积扇沉积物（据胡广韬等，1983年改编）al（四）冲积物（Q）

河流沉积物简称为冲积物。根据形成条件和环境分为河床冲积物、河漫滩冲积物、牛轭湖冲积物和河口三角洲冲积物。它们具有一些共同的特性：因受河流长期搬运，其碎屑物的磨圆度和分选性都较好；具有清楚的层理构造；具有良好的韵律性，表现在剖面上两种或两种以上沉积物交替、重复出现。例如卵石层、粗砂层构成的组合多次重复出现；除水平层理外，冲积物中交错层理往往很发育。

因河床水流速度大，山区河流或河流上游河床冲积物大多是粗大的石块、砾石和粗砂，河流中下游或平原区河流河床沉积物逐渐变细，但厚度增大。河漫滩冲积物主要分布于河流的中下游和平原区河流。洪水期河水漫溢，河漫滩被淹没，沉积的土粒较细，为粉土、粉质黏土或黏土。河漫滩冲积物之下常为早先河床沉积的砾、砂和粉细砂。这样河漫滩沉积及下面的河床沉积一起构成了二元结构。牛轭湖是河流废弃的弯道。牛轭湖静水环境中沉积形成淤泥和泥炭层，洪水期成为溢洪区，上部被细砂或粉质黏土覆盖。河口三角洲冲积物是在河流入海、入湖处，由所搬运的大量细小碎屑物沉积而成，其面积广、厚度大，并常有淤泥质土和淤泥分布。大面积河漫滩和河口三角洲是冲积平原的主要类型，也常是人口聚集、经济较发达地区。

冲积物的工程地质特征可概括介绍如下：古河床冲积物的压缩性低、强度较高，是良好的建筑地基。现代河床冲积物密实度较差、透水性强，尤其不利于作为水工建筑物地基。河漫滩及阶地冲积物一般都是较好的地基，但要注意其中的软弱夹层以及粉细砂的振动液化问题。牛轭湖冲积物常是一些压缩性很高而承载力很低的软弱土层，不宜作为建筑物天然地基。三角洲冲积物常呈饱和状态，承载力较低。但三角洲冲积物最上层，因长期干燥比较硬实，承载力较下面高，俗称“硬壳层”，可用作低层建筑物的天然地基。l（五）湖泊沉积物（Q）

湖泊是大陆上主要的沉积场所。一般来说，搬运动力由湖岸向湖心逐渐减弱。较粗的砾、砂沉积在湖岸附近，具有较好的磨圆度及明显的层理和交错层理，并形成湖滩、沙洲、沙坝及沙嘴等地形。而较细的碎屑物质被带到湖心发生沉积，湖心沉积物颗粒度小，为黏土和淤泥，常夹有粉砂、细砂薄层。

湖岸沉积物以近岸的承载力高，远岸较差。湖心沉积物一般压缩性高、强度很低。

湖泊淤塞后可变成沼泽，地表水聚集或地下水出露的洼地也会形成沼泽。沼泽沉积物主要由腐烂的植物残体、泥炭和部分黏土与细砂组成沼泽土。泥炭含水量极高、承载力低，一般不宜用作天然地基。m（六）海洋沉积物（Q）

根据海底地形起伏和海水深度，由岸向海洋方向分为滨海带、浅海带、大陆斜坡和深海带。

滨海带碎屑物质具很好的磨圆和分选，一般都具有高承载力，但透水性强。

浅海位于大陆架主体上，水深下限为200m。碎屑物主要来自于大陆，有细粒砂土、黏性土及淤泥，水平层理和交错层理十分发育。浅海沉积物较滨海沉积物疏松、含水量高、压缩性大而强度低。

大陆斜坡和深海沉积以生物软泥、黏土及粉细砂为主。海洋沉积物中，水下海底表层的砂砾层稳定性差，选择它作为地基时应注意海浪作用下发生移动变化的可能。eol（七）风积物（Q）

风积物是指经过风的搬运而沉积下来的堆积物。风积物主要以风积砂为主，其次为黄土。风积物成分由砂和粉粒组成，其岩性松散，一般分选性好、孔隙度高、活动性强，通常不具层理，只有在沉积条件发生变化时才产生层理和斜层理，工程性能较差。（八）混合成因的沉积物

混合成因的沉积物保持原成因特征，常见的有残积坡积物、坡积洪积物和洪积冲积物等。

第二节 第四纪地貌

地貌是指在各种地质应力作用下形成的地球表面各种形态外貌的总称。地貌形态大小不等、千姿百态、成因复杂。大如大陆、山岳、平原等，其形成主要与地球内力地质作用有关；小如冲沟、洪积扇、溶洞和岩溶漏斗等，主要由外力地质作用塑造而成。一、 地貌按形态分类

可按地貌绝对高度（海拔）和地形起伏的相对高度大小来划分和命名地貌形态（表1-2）。（一）山地

陆地上海拔在500m以上且由山顶、山坡和山麓组成的隆起高地，称为山或山地。山地是高低山的总称。按山地的外貌特征、海拔、相对高度和坡度，并结合我国的具体情况，又分高山、中山和低山三类。

1. 高山

海拔大于3 500m、相对高度大于1 000m、山坡坡度大于25°的山地，称为高山。高山的大部山脊或山顶位于雪线以上，山上终年冰雪皑皑，冰川和寒冻风化作用成为塑造地貌形态的主要外力。

2. 中山

海拔为1 000～3 500m、相对高度为500～1 000m、山坡坡度为10°～25°的山地，称为中山。中山的外貌特征多种多样，有的显得平缓，有的显得陡峭，还有的由于冰川作用而具有尖锐的角峰和锯齿形山脊等。

3. 低山

海拔为500～1 000m、相对高度为200～500m、山坡坡度为5°～10°之间的山地，称为低山。表1-2　大陆地貌形态分类（二）高原

海拔在600m以上、相对高度在200m以上、面积较大、顶面平坦或略有起伏且耸立于周围地面之上的广阔高地，称为高原。规模较大的高原，顶部常形成丘陵与盆地相间的复杂地形。世界上最高的高原是我国的青藏高原，平均海拔超过4 000m。我国的内蒙古高原、云贵高原以及黄土高原等，规模也都十分可观。（三）平原

陆地表面宽广平坦或切割微弱、略有起伏并与高地毗连成为高地围限的平地，称为平原。平原按海拔分为低平原和高平原两种。低平原是指海拔小于200m的平原，如我国的华北平原就是典型的低平原，其堆积物成分复杂，有冲积物、洪积物、湖积物和海积物等；高平原是指海拔大于200m、切割微弱而平坦的平地。如我国的河套平原、银川平原和成都平原都是高平原，其堆积物成分主要是冲积物、洪积物和湖积物。（四）盆地

陆地上中间低平或略有起伏、四周被高地或高原所围限的盆状地形，称为盆地。盆地的海拔不固定，如我国的四川盆地海拔为200～700m，青海柴达木盆地的海拔为2 600～3 000m。按其成因分为构造盆地和侵蚀盆地两种。构造盆地常常是地下水富集的场所，蕴藏有丰富的地下水资源；侵蚀盆地中的河谷盆地，即山区中河谷的开阔地段或河流交汇处的开阔地段，往往是修建水库的理想库盆。（五）丘陵

丘陵是一种起伏不大、海拔一般不超过500m、相对高度在200m以下的低矮山丘。丘陵多半由山地、高原经长期外力侵蚀作用而成。个体低矮、顶部浑圆、坡度平缓、分布零乱以及无明显的延伸规律等，都是丘陵的主要特征。

在公路工程中，丘陵可进一步划分为重丘和微丘。相对高度大于100m的为重丘，相对高度小于100m的为微丘。二、地貌按成因分类

按地貌形成的地质作用因素，可将地貌划分为内力地貌和外力地貌两大类。（一）内力地貌

1. 构造地貌

构造地貌是由地壳的构造运动所造成的地貌，其形态能充分反映原来的地质构造形态，如褶皱构造山、断层断块山、褶皱断块山等皆为构造地貌。

褶皱构造山是岩层受构造作用发生褶皱而形成的山，又可分为背斜山（图1-2）、向斜山、单面山和方山。断层断块山是因断层使岩层发生错断并相对抬升而形成的山。褶皱断块山是由褶皱与断层两种组合而形成的山。图1-2　背斜山

2. 火山地貌

由火山喷发出来的熔岩和碎屑物质堆积所形成的地貌为火山地貌，如熔岩盖、火山锥等。（二）外力地貌

以外力作用为主所形成的地貌为外力地貌（图1-3）。根据外力的不同，外力地貌又分为以下几种类型。图1-3　垂直裂隙风化形成的地貌

1. 水成地貌

水成地貌以水的作用为地貌形成和发展的基本因素。水成地貌又可分为面状冲刷地貌、线状冲刷地貌、河流地貌、湖泊地貌、海洋地貌等。

2. 冰川地貌

冰川地貌以冰雪作用为地貌形成和发展的基本因素，又可分为冰川剥蚀地貌与冰川堆积地貌，前者如冰斗、冰川槽谷等，后者如侧碛、终碛等。

3. 风成地貌

风成地貌以风的作用为地貌形成和发展的基本因素，又可分为风蚀地貌与风积地貌，前者如风蚀洼地、蘑菇石等，后者如新月形沙丘、沙垄等。

4. 岩溶地貌

岩溶地貌以地表水与地下水的溶蚀作用为地貌形成和发展的基本因素，如溶沟、石芽、溶洞、峰林、地下暗河等。

5. 重力地貌

重力地貌以重力作用为地貌形成和发展的基本因素。重力作用形成的地貌有崩塌、滑坡等。

此外，外力地貌还包括黄土地貌、冻土地貌等。复习思考题1. 第四纪沉积物的主要成因类型有哪几种？2. 残积物、坡积物、洪积物和冲积物各有什么特征？3. 简述地貌的概念。4. 简述地貌类型的划分情况。

第二章 土的工程性质

地壳中原来整体坚硬的岩石，经历物理、化学、生物风化作用以及剥蚀、搬运、沉积作用，形成的固体矿物、水和气体的集合体称为土，对有些土而言，除矿物颗粒外还含有有机质。

土是在交错复杂的自然环境中所生成的各类沉积物，这类厚薄不等、性质各异的若干土层，以特定的上、下次序组合在一起就称为土体，是人类活动和工程建设研究的对象。土和土体是两个概念，土是具有一定成因的各种矿物的松散集合体，是土体的组成成分；土体由一定的土颗粒材料组成，具有一定的结构，是赋存于一定地质环境中的地质体。

第一节 土的物质组成

土是由固体颗粒、水和气体三部分组成的，称为土的三相组成。土中固体矿物构成骨架，骨架之间贯穿着孔隙，孔隙中充满着水和空气，三相比例不同，土的状态和工程性质也不相同。研究土的工程性质，首先应从土的三相开始研究。一、土的固体颗粒

土的固体相物质包括无机矿物颗粒和有机质，是构成土的骨架最基本的物质，称为土粒。其大小和形状、矿物成分及其组合情况是决定土物理力学性质的重要因素。（一）土的矿物成分

土中的矿物成分可分为原生矿物和次生矿物两大类。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。

原生矿物是指在岩浆冷凝过程中形成的矿物，如石英、长石、云母等。由它们构成的粗粒土，矿物成分与母岩一致，由于其颗粒大、比表面积小、与水作用的能力弱、其抗水性和抗风化作用的能力强，工程性质较为稳定。如果级配良好，则土的密实度大、强度高、压缩性低，可作为良好的工程场地。

次生矿物是原生矿物经化学风化作用后形成的新矿物，其颗粒细小，常呈片状，是黏性土的主要组成部分。由于其粒径非常小（小于0.002mm），具有很大的比表面积，与水的作用能力很强，能发生一系列复杂的物理、化学变化，导致土的性质突变。另外，对土的工程性质影响较大的，还有土粒间各种相互作用力的影响，而粒间的相互作用力又与矿物颗粒本身的结晶结构特征有关，也就是说，与组成矿物的原子和分子的排列有关、与原子分子间的键力有关。

黏土矿物是一种复合的铝-硅酸盐晶体，颗粒呈片状，是由硅片和铝片的晶胞所组叠而成。黏土矿物按硅片和铝片组叠形式的不同，可以分为蒙脱石、伊利石和高岭石三种主要类型。（二）土的粒度成分

天然土体土粒大小变化悬殊，大的有几十厘米，小的只有千分之几毫米，形状也不一样，有块状、粒状、片状等。这与土的矿物成分有关，也与土粒所经历的风化、搬运过程有关。

土粒的大小用颗粒的直径表示称为粒度，单位是mm。在工程中，粒度不同、矿物成分不同，土的工程性质也就不尽相同。例如颗粒粗大的卵石、砾石和砂，大多数为浑圆和棱角状的石英颗粒，具有较大的透水性而无黏性；颗粒细小的黏粒，则属于呈针状或片状的黏土矿物，具有黏滞性而透水性低。因此工程上常把大小、性质相近的土粒合并为一组，称为粒组。对于粒组的划分，目前各个国家、各个部门并不统一，表2-1为一种常用的粒组划分标准，也是国标《土的工程分类标准》（GB/T 50145—2007）所采用的方法。表2-1　粒组划分标准（GB/T 50145—2007）

1. 粒度成分及其表示方法

土的粒度成分是指土中各种不同粒组的相对含量（以干土质量百分比表示），它可以用来描述土中不同粒径颗粒的分布特征。常用的粒度成分表示方法有表格法、累计曲线法和三角坐标法，其中表格法、累计曲线法是最常用的方法。

1）表格法

表格法以列表形式直接表达各粒组的相对含量。表2-2给出了三种土样的粒度成分分析结果。

2）累计曲线法

累计曲线法是一种图示的方法，通常用半对数纸绘制，横坐标表示某一粒径，纵坐标表示小于某一粒径的土粒的百分含量。表2-2中所列的三种土的粒径级配累计曲线如图2-1所示。土的粒径级配累计曲线是土工上最常用的曲线，从该曲线上可以直接了解土的粗细、粒径分布的均匀程度和级配的优劣。

在粒径级配累计曲线上，可确定两个描述土的级配指标。

不均匀系数（Cu）：表2-2　粒度成分分析结果图2-1　土的粒径级配累计曲线

曲率系数（Cc）：

式中：d——累计曲线百分含量为10％的粒径，即土的有效粒10径；

d——累计曲线百分含量为30％的粒径；30

d——累计曲线百分含量为60％的粒径，即土的限制粒径。60

不均匀系数（Cu）反映大小不同粒组的分布情况。Cu越大表示土粒大小的分布范围越大，颗粒大小越不均匀，其级配越良好。但如果Cu过大，可能缺失中间粒径属不连续级配，需要同时用曲率系数来评价。

曲率系数（Cc）描述的是累计曲线的分布范围，反映曲线的整体形状，能够反映累计曲线是否连续。

在一般情况下，把Cu≤5的土看作是均匀粒土，属级配不良；Cu>5时的土，称为不均匀粒土；Cu>10的土属级配良好。经验证明，当级配连续时，Cc的范围为1～3，因此，当Cc<1或Cc>3时，均表示级配不连续。

因此综合起来，Cu≥5且Cc为1～3的土，称为级配良好的土；不能同时满足上述两个要求的土，称为级配不良的土。

2. 粒度成分分析方法

我们知道，土体是多种不同粒组的混合物。以砾石和砂粒为主要成分的土称为粗粒土，也称为无黏性土；以粉粒、黏粒和胶粒为主的土，称为细粒土，也称为黏性土。显然，土的性质取决于不同粒组的相对含量。为了确定各粒组的相对含量，需用试验的方法将粒组区分开来，这种试验方法统称为颗粒分析试验。其试验方法有筛分法和静水沉降法两种。

1）筛分法

筛分法适用于粒径大于0.075mm（或0.074mm，按筛的规格而言）的土。它是利用一套孔径大小不同的筛子（如孔径为60mm、40mm、20mm、10mm、5mm、2mm、1mm、0.5mm、0.25mm、0.1mm、0.075mm），将事先称过质量的烘干土样过筛，称量留在各筛上的质量，然后计算相应的百分数。

2）静水沉降分析法

沉降分析法用于分析粒径小于0.075mm的土，根据斯托克斯（Stokes）公式（2-3），球状的细颗粒在水中的下沉速度与颗粒直径的平方成正比。因此，可以利用粗颗粒下沉速度快、细颗粒下沉速度慢的原理，把颗粒按下沉速度进行粗细分组。实验室常用密度记法和移液管法来进行。

式中：d——球形颗粒的粒径，mm；

v——球形颗粒在液体中的稳定沉降速度，m/s。二、土中的水和气体（一）土中的水

组成土的第二种主要成分是土中的水。在自然条件下，土中总是含水的。土孔隙中的水可以处于液态、固态或气态。土中细粒越多，则土的分散度越大，水对土的性质的影响也越大。研究土中的水，必须考虑到水的存在状态及其与土粒的相互作用。

存在于土孔隙中的液态水可分为结合水、毛细水和自由水三大类。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构水，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。

1. 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黏结在一起。结合水因离颗粒表面远近不同，受电场作用力的大小也不同，所以分为强结合水和弱结合水。

1）强结合水（吸着水）

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；只有吸热变成蒸气时才能移动。

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3为1.2～2.4g/cm，冰点为-78℃，具有极大的黏滞度、弹性和抗剪强度。如果将干燥的土放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。土粒越细，土的比表面积越大，则其最大吸着度就越大，砂土的吸着度为1％，黏土的吸着度为17％。

2）弱结合水（薄膜水）

弱结合水紧靠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临近的较薄的水膜缓慢移动。当土中含有较多的弱结合水时，其具有一定的可塑性。砂土的比表面积较小，几乎不具可塑性；而黏土的比表面积较大，其可塑性范围较大。弱结合水离土粒表面愈远，其受到的电分子吸引力愈小，并逐渐过渡到自由水。

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。其形成过程通常用物理学中毛细管现象解释。分布在土粒内部相互贯通的孔隙，可以看成是许多形状不一、直径各异、彼此连通的毛细管。

3. 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，其冰点为0℃，有溶解能力。自由水按其移动所受到作用力的不同，通常称为重力水。

重力水是存在于地下水位以下的透水土层中的地下水，它是在重力或压力差作用下运动的自由水，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。（二）土中气体

土的孔隙中没有被水占据的部分都是气体。土中气体除来自空气外，也可由生物化学作用和化学反应所生成。土中含有O、水蒸2气、CO、N、CH、HS等气体。土中O含量比空气中少，CO含224222量比空气中高很多。

土中气体按其所处状态和结构特点，可分为吸附气体、溶解气体、自由气体及密闭气体。

1. 吸附气体

由于分子引力作用，土粒不但能吸附分子，而且能吸附气体，土粒气体的厚度不超过2个分子层。土中吸附气体的含量取决于矿物成分、分散程度、孔隙度、湿度及气体成分等。在自然条件下，在沙漠地区的表层中可能会遇到比较大的气体吸附量。

2. 溶解气体

在土的液相中主要溶解有CO、O、水蒸气，其次为H、Cl、2222CH。其溶解数值取决于温度、压力、气体的物理和化学性质及溶液4的化学成分。

3. 自由气体

自由气体与大气连通，对土的性质影响不大。

4. 密闭气体

密闭气体的体积与压力有关，压力增大则体积缩小，压力减少则体积增大，因此密闭气体的存在增加了土的弹性。密闭气体可降低地基的沉降量，但当其突然被排除时，可导致地基与建筑物的变形。密闭气体在不可排水的条件下，由于密闭气体的可压缩性会造成土的压密。密闭气体的存在能降低土层透水性，阻塞土中的渗透通道，减小土的渗透性。三、土的结构与构造

在漫长的地质年代里，由各种物理的、化学的、物理-化学的及生物的因素综合作用，形成土的各种结构和构造，使得大自然的土具有各种各样的工程特征。研究土的工程性质必须重视对土的结构性的分析，掌握有关土的结构、构造的知识。（一）土的结构

土的结构是指土粒（或团粒）的大小、形状、互相排列及联结的特征。

土的结构是在成土过程中逐渐形成的，它反映了土的成分、成因和年代对土的工程性质的影响。例如西北黄土的大孔隙结构是在干旱的气候条件下形成的，而西南的红黏土是在湿热的气候条件下形成的，这两种土虽然都具有大孔隙，但成因不同，土粒间的胶结物质不同，工程性质也就截然不同。土的结构按其颗粒的排列和联结可分为如图2-2所示的三种基本类型。图2-2　土的结构基本类型

1. 单粒结构

单粒结构是碎石土和砂土的结构特征。其特点是土粒间没有联结存在或联结非常微弱，可以忽略不计。疏松状态的单粒结构在荷载作用下，特别在振动荷载作用下会趋向密实，土粒移向更稳定的位置，同时产生较大的变形；密实状态的单粒结构在剪应力作用下会发生剪胀，特点是体积膨胀、密度变松。单粒结构的紧密程度取决于矿物成分、颗粒形状、粒度成分及级配的均匀程度。片状矿物颗粒组成的砂土最为疏松；浑圆的颗粒组成的土比带棱角的容易趋向密实；土级配愈不均匀，结构愈紧密。

2. 蜂窝状结构

蜂窝状结构是以粉粒为主的土的结构特征。粒径为0.002～0.02mm的土粒在水中沉积时，基本上是单个颗粒下沉，在下沉过程中碰上已沉积的土粒时，若土粒间的引力相对自重而言已经足够大时，则此颗粒就停留在最初的接触位置上不再下沉，形成大孔隙的蜂窝状结构。

3. 絮状结构

絮状结构是黏土颗粒特有的结构。悬浮在水中的黏土颗粒，当介质发生变化时，土粒互相聚合，以边—边、面—边的接触方式形成絮状物下沉，沉积为大孔隙的絮状结构。（二）土的构造

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。常见土的构造类型有如下类型。（1）层理构造。主体由成分相同或相近的土粒组成基本的土层或层理，再由基本的土层单元平行组成复合土层（图2-3）。多见于古平坦地区形成的土层。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。图2-3　土的层理构造1. 淤泥夹黏土透镜体；2. 黏土尖灭层；3. 砂土夹黏土层；4. 砾石层；5. 基岩（2）分散构造。由均匀分布的土粒组成的构造。如单一的砂层、卵石层。（3）结核状构造。由均匀分布的土粒和成分各异、大小不等的结核所共同组成的构造。如含姜结石的黄土。（4）裂缝状构造。由形态各异、大小不等的土块和切割土块的裂缝所共同组成的构造。如干的膨胀土、黄土。（5）粗石状构造。由相互挤靠着的粗大岩石碎屑像砌石一样堆积形成的构造。岩堆、泥石流上游堆积及山区河流上游的河床沉积物等常具有这种构造特征。（6）假斑状构造。在较细颗粒组成的土体中，混杂着一些粗大土粒，且粗大的土粒间互不接触所形成的构造。洪积扇中上部位和冰积层等具有这种特征。（7）透镜体构造。指具有某些方面特征的土体单元与其周围土层的边界线构成透镜体状的构造。

第二节 土的物理性质

土的物理性质是指土本身由于三相组成部分的相对比例关系不同所表现的物理状态及固、液两相相互作用所表现出来的性质，主要指土的轻重、干湿、松密和细粒土的稠度、塑性、胀缩性等。一、土的三相指标及换算

土的三相物质在体积和质量上的比例关系称为三相比例指标。三相比例指标反映了土的干燥与潮湿、疏松与紧密，是评价土的工程性质最基本的物理性质指标，也是工程地质勘察报告中不可缺少的基本内容。为了推导土的三相比例指标，通常把在土地中实际上是处于分散状态的三相物质理想化地分别集中在一起，构成如图2-4所示的三相图。在图2-4（c）中，右边注明各相的体积，左边注明各相的质量。通常认为空气的质量可以忽略，则土样的质量就仅为水和土粒质量之和。图2-4　土的三相图V. 水的体积；V. 土的体积；V. 空气的体积；V. 空气与水的体积；V. 空气、水、土wsav的体积之和；m. 土的质量；m. 水的质量；m. 土、空气、水质量之和sw

三相比例指标可分为两种：一种是试验指标；另一种是换算指标。（一）试验指标

通过实验测定的指标有土的密度、含水率和土的相对密度。

1. 土的密度（ρ）

土单位体积的质量称为土的密度，即：

式中：m——土的质量；

V——土的体积。3

土的密度常用环刀法测定，其单位是g/cm，一般土的密度为31.60～2.20g/cm。当用国际单位制计算重力时，由土的质量产生的单位体积重力称为重力密度（γ），简称为重度。重力等于质量乘以2重力加速度（工程上为简化计算常取重力加速度为10m/s），则重度3由密度乘以重力加速度求得，其单位是kN/m，即：

式中：g——重力加速度；

其他符号意义同前。

对天然土求得的密度称为天然密度，相应的重度称为天然重度，以区别于其他条件下的指标，如下面将要讲到的干密度和干重度、饱和密度和饱和重度。

2. 土的含水率（w）

土中水的质量与固体（土粒）质量之比称为土的含水率，用百分数表示，即：

式中：m——水的质量；w

m——固体质量。s

含水率常用烘干法测定，是描述土的干湿程度的重要指标。含水率越小，土越干；反之，土越湿。土的天然含水率变化范围很大，干砂的含水率接近于零，而蒙脱土的含水率可达百分之几百。

3. 土的相对密度（d）s

土的固体颗粒的质量与同体积4℃时纯水的质量之比，称为土粒相对密度，无量纲，即：3

式中：ρ——土粒密度，g/cm；s3

ρ——纯水在4℃时的密度，g/cm；w3

V——土的固体颗粒体积，g/cm；s

m——固体质量。s

土的相对密度主要取决于土中矿物成分，不同种类土的相对密度变化幅度不大，在有经验的地区可按经验值选用。一般土的相对密度值见表2-3。表2-3　土的相对密度的一般数值（二）换算指标

除了上述三个指标之外，还有其他一些可以计算求得的指标，称为换算指标，包括土的干密度（干重度）、饱和密度（饱和重度）、有效重度、孔隙比、孔隙率和饱和度等。

1. 土的干密度（ρ）d

土单位体积中固体颗粒部分的质量，称为土的干密度，可由下式表示：

式中各符号意义同前。

土的干密度越大，土越密实，强度就越高，水稳定性也好。干密度常用作填土密度的施工控制指标。

2. 土的饱和密度（ρ）sat

当土的孔隙全部被水所充满时的密度，称为土的饱和密度，即：

式中：V——土的总体积；

V——孔隙体积；v

ρ——密度；w

m——固体质量。s

3. 土的孔隙比（e）

土中孔隙体积与土颗粒体积之比称为土的孔隙比，用小数表示，即：

式中各符号意义同前。

孔隙比用来评价土的紧密程度，或从孔隙比的变化推算土的压密程度，在土力学的计算中经常用到这个指标。

4. 土的孔隙率（n）

土中孔隙总体积与总体积之比称为土的孔隙率，用百分数表示，即：

5. 土的饱和度（S）r

土中水的体积（V）与孔隙体积（V）之比称为土的饱和度，wv用百分数表示，即：

式中：各符号意义同前。（三）三相比例指标的换算

土的三相比例指标之间可以互相换算，根据上述三个试验指标，可以用换算公式求得全部计算指标，也可以用某几个指标换算其他的指标。这种换算关系见表2-4。表2-4　三相指标的换算关系二、土的物理状态指标

土的物理状态与土的粒度成分有很大的关系，所以在此分别叙述粗颗粒土和细颗粒土的物理状态。（一）无黏性土的密实度

无黏性土以砂土为代表叙述，用其密实度来表示。影响砂、卵石等无黏性土工程性质的主要因素是密实度。若土颗粒排列紧密，其结构就稳定、压缩变形小、强度大，是良好的天然地基。反之，密实度小，呈疏松状态时，如饱和的粉细砂，其结构常处于不稳定状态，对工程不利。因此在工程中，对于无黏性土，要求达到一定的密实度。

判断无黏性土密实度最简便的方法，是用孔隙比（e）来描述，e大，表示土中孔隙大，则土疏松。但由于颗粒的形状和级配对孔隙比有着极大的影响，而孔隙比（e）未能考虑级配的因素，因此在工程中常引入相对密实度的概念。

若将砂土处于最松散状态的孔隙比称为最大孔隙比（e），砂max土处于最紧密状态时的孔隙比称为最小孔隙比（e）。而当土粒粒min径较均匀时，差值较小；当土粒粒径不均匀时，其差值较大。因此，利用砂土的最大、最小孔隙比与所处状态的天然孔隙比（e）进行比较，能综合地反映土粒级配、土粒形状和结构等因素。该指标称为相对密实度（D），D一般用百分数表示，即：rr

显然，当D=0，即e=e时，表示砂土处于最松散状态；当D=1，rmaxr即e=e时，表示砂土处于最紧密状态。因此，根据D值，可把砂土minr的密实度分为下列三种，见表2-5。表2-5　砂土密实度划分标准

相对密实度试验适用于透水性良好的无黏性土，如纯砂、纯砾等。试验时，一般可采用松散器法，测定最大孔隙比（E），采用振击max法测定最小孔隙比（E）。相对密实度对于土工构筑物和地基的稳min定性，特别是在抗震稳定性方面具有重要的意义。但由于天然状态下，砂土的孔隙比（e）难以测定，尤其是位于地表下一定深度的砂层测定更为困难，此外按规范方法室内测定时人为误差也较大，因此，我国现行的《建筑地基基础设计规范》（GB 50007—2002）采用标准贯入试验的锤击数（N）来评价砂类土的密实度，这是一个行之有效的方法，根据N，可将砂土密实度分为松散、稍密、中密与密实四种，其划分标准见表2-6。表2-6　砂土密实度的划分（二）黏性土的物理及化学性质

所谓黏性土，就是指具有可塑状态性质的土。它们在外力的作用下，可塑成任何形状而不开裂，当外力去掉后，可保持原形状不变，土的这种性质称为可塑性。含水率对黏性土的工程性质有着极大的影响。随着黏性土含水率的增大，土变成泥浆——呈黏滞性流动的液体。当施加剪力时，泥浆将连续变形，土的抗剪强度极低。而当含水率逐渐降低到某一值，土会显示出一定的抗剪强度，并具有可塑性，这些特征与液体完全不同。当含水率继续降低时，土能承受较大的剪切应力，在外力作用下不再具有可塑性，而呈现具有脆性的固体特征。

1. 黏性土的界限含水率

黏性土从一种状态转变为另一种状态的分界含水率称为界限含水率。土由可塑状态变化到流动状态的界限含水率称为液限（或流限），用ω表示；土由半固态变化到可塑状态的界限含水率称为塑限，用Lω表示；土由半固体状态不断蒸发水分，体积逐渐缩小，直到体积P不再缩小时，土的界限含水率称为缩限，用ω表示。界限含水率首s先由瑞典科学家阿特堡提出，故这些界限含水率又称为阿特堡界限。

我国目前采用锥式液限仪来测定黏性土的液限。测定者将调成浓糊状的试样装满盛土杯，刮平杯口面，如76g重圆锥体在自重作用下徐徐沉入试样，若经过15s，深度恰好为10mm时，该试样的含水率即为液限值。

在欧美等国家大都采用碟式液限仪测定液限。测定者将浓糊状试样装入碟内，刮平表面，用切槽器在土中划一条槽，槽底宽2mm，然后将碟子抬高10mm，自由下落撞击在硬橡皮垫板上，连续下落25次后，若土槽合拢长度刚好为13mm，该试样的含水率就是液限。

塑限多用搓条法测定。测定者把塑性状态的土重塑均匀后，用手掌在毛玻璃板上把土团搓成小土条，搓滚过程中，水分渐渐蒸发，若土条刚好搓至直径为3mm时，产生裂缝并开始断裂，此时土条的含水率即为塑限。

由于上述方法采用人工操作，人为因素影响较大，测试成果不稳定，因此，多年来许多单位都在探索一些新的方法，如液限塑限联合测定法，详见国标《土工试验方法标准》（GBJ 123—88）。

2. 黏性土的塑性指数和液性指数

液限与塑限的差值被定义为塑性指数（I），即：P

塑性指数习惯上用不带“％”的百分数表示。从式（2-14）可见，塑性指数正好是土处于可塑状态的上限和下限含水率之差。 该值越大，表明土的颗粒愈细，比表面积愈大，土的黏性或亲水矿物（如蒙脱石）含量愈高，土处在可塑状态的含水率变化范围就愈大。也就是说，塑性指数综合地反映土的矿物成分和颗粒大小的影响，因此，塑性指数作为工程上对黏性土进行分类的依据。

虽然土的天然含水率对黏性土的状态有很大影响，但对于不同的土，即使具有相同的含水率，如果它们的塑限、液限不同，则它们所处的状态也不同。因此，还需要一个表征土的天然含水率与分界含水率之间相对关系的指标，这就是液性指数（I），即：L

液性指数一般用小数表示。由式（2-15）可见，当土的天然含水率（ω）小于ω时，I小于0，土体处于坚硬状态；当ω大于ω时，IPLLL大于1，土体处于流动状态；当ω在ω和ω之间时，I=0～1，土体处LL于可塑状态。因此可以利用液性指数来表示黏性土所处的软硬程度。《岩土工程勘察规范》（GB 50021—2001）规定：黏性土根据液性指数可划分为坚硬、硬塑、可塑、软塑及流塑五种软硬程度，其划分标准见表2-7。表2-7　黏性土的软硬程度

尚需注意的是，稠度是由扰动土样确定的指标，土的天然结构已被破坏，所以用它来判断黏性土的软硬程度没有考虑土原有结构的影响。在含水率相同时，原状土要比扰动土坚硬。因此，用上述标准判断扰动土的软硬程度是合适的，但对原状土则偏于保守。通常当原状土的天然含水率等于液限时，原状土并不处于流塑状态，但天然结构一经扰动，原状土即呈现出流动状态。

3. 黏性土的灵敏性和触变性

天然状态下的黏性土，由于地质历史作用常具有一定的结构性。当土体受到外力扰动作用，其结构遭受破坏时，土的强度降低，压缩性增高。工程上常用灵敏性（S）来衡量黏性土结构性对强度的影响，t即：

式中：q——原状土试样的无侧限抗压强度；u

q——重塑土试样的无侧限抗压强度。o

土的灵敏度愈高，其结构性愈强，受扰动后土的强度降低就愈明显。因此，在基础工程施工中必须注意保护基槽，尽量减少对土结构的扰动。

与结构性相反的是土的触变性。饱和软黏土受到扰动后，结构产生破坏，土的强度降低，但当扰动停止后，土的强度随时间又会逐渐增强，这是土体中土颗粒、离子和水分子体系随时间而逐渐趋于新的平衡状态的缘故，也可以说土的结构逐步恢复。黏性土的结构遭受破坏，强度降低，但随着时间的发展，土体的强度恢复的胶体化学性质称为土的触变性。例如打桩时会使周围软土体的结构扰动，使黏性土的强度降低，而打桩停止后，土的强度会部分恢复。

第三节 土的力学性质

土的力学性质是指在外力作用下所表现出的一系列性质，主要包括土在压应力作用下体积缩小的压缩性，在剪应力作用下抵抗剪切破坏的抗剪性，以及在动荷载作用下表现的一些性质。一、土的压缩性（一）土的压缩变形的特点和机理

土的压缩性是指土在压力作用下体积缩小的性能。在一般压力作用下，土粒与水的压缩性很小，可忽略不计，故土的压缩可视为土中孔隙体积的减小。饱和土在压缩时，随着孔隙体积减小，土中孔隙水被排出，其压缩过程实际上就是孔隙水压力的消散过程。饱和土在一定的荷载作用下的渗透压密过程称为渗透固结。饱和土的孔隙大、透水性强，在一定的荷载作用下其孔隙中的水会很快排出，压缩速度也就很快，但由于其孔隙度值较小，所以其压缩量也较小。饱含水的细粒土孔隙很小、透水性极弱，在一定的压力作用下，其孔隙中的水很难尽快排出，故其压缩速度也就很慢，其压缩常常需要很长的时间，但由于其孔隙度值很大，所以其压缩量也大。

非饱和土在一定的压力作用下，先是游离气体被挤出，然后是密闭气体被压缩。随着土被压缩，其饱和度不断增高，当其达到饱和后，压缩过程则与饱和土一样。（二）土的压缩性指标

土的压缩性高低通常采用其压缩性指标进行描述。常用的土压缩性指标有压缩系数（a）、压缩模量（E）和变形模量（E），其中soa、E是通过土样的室内压缩试验确定，E是通过是通过现场原位测so试（如载荷试验、旁压试验等）取得的。

1. 压缩系数

通过土的室内压缩试验，可作出土的孔隙比（e）与所受压力（P）的关系曲线，即压缩曲线，如图2-5所示。压缩性不同的土，其e－P曲线上任一点的切线斜率（a）就表示在该相应压力（P）作用下土的压缩性，称a为压缩系数。实际上，通常取e－P曲线上某段的割线斜率表示，设压力增量ΔP=P－P，对应的孔隙比变化Δe=e－211e，则：2图2-5　土的压缩曲线-1

式中：a——土的压缩系数，MPa；

P、P——试验压应力值，MPa；12

e、e——P、P作用下，土压缩稳定后的孔隙比。1212

压缩系数愈大，土的压缩性愈大。为了便于应用和比较，并考虑到一般建筑地基受到的压力变化范围，一般采用P=0.1MPa，1P=0.2MPa所得的压缩系数a来评定土的压缩性：当a2（0.1～0.2）（0.1～-1-1-1<0.1MPa时，属低压缩性土；当0.1MPa≤a<0.5MPa0.2）（0.1～0.2）-1时，属中压缩性土；当a≥0.5MPa时，属高压缩性土。（0.1～0.2）

2. 压缩模量（E）s

根据e－P曲线，可以来算另一个常用的压缩性指标——压缩模量（E）。它是指土在完全侧限条件下受压时，相应的压力增量（ΔP）s与应变增量（Δξ）的比值：

E越小，土的压缩性越大。为了便于比较和应用，工程上常采用sP=0.1MPa，P=0.2MPa所得的压缩量E来评价土的压缩性，12s（0.1～0.2）即：

一般认为，E<4MPa时，为高压缩性土；Es（0.1～0.2）s（0.1～0.2）>15MPa时，为低压缩性土；E为4～15MPa时，为中等压缩s（0.1～0.2）性土。

3. 变形模量（E）o

土的变形模量是土体在无侧限条件下，轴向压应力与应变之比值。它是通过现场原位测试得到的土的压缩性指标，能较真实地反映天然土体的变形特征。其计算公式为：

式中：E——土的变形模量，MPa；o

w——刚性承压板的沉降影响系数，对于方形板，w=0.88，对ττ于圆形板，w=0.79；τ

μ——土的泊松比；

B——承压板的边长或直径，m；

P——土的比例极限压力，kN；1

s——与P对应的沉降，m。11

4. 变形模量与压缩模量的关系

变形模量（E）与压缩模量（E）是采用不同的试验方法确定os的，但两者在理论上可以互相换算，即：

实际统计资料所得的E与E的关系见表2-8。os表2-8　E与E的经验关系oa二、土的抗剪强度

大量研究表明，土的抗剪能力很小，一般可忽略不计。土体在通常应力状态下的破坏主要表现为剪切破坏，因此，土的强度问题实质上是土的抗剪强度问题。根据库仑定律，土的抗剪强度可表示如下：τ=σtanφ+c　（2-22）

式中：τ——土的抗剪强度，MPa；

φ——土的内摩擦角，°；

σ——应力，MPa；

c——土的内聚力，MPa，对于砂土c=0。

对于无黏性土，其抗剪强度与土的密实度、土颗粒大小、形状、粗糙度和矿物成分以及粒径级配的好坏程度等因素有关。土的密实度愈大，土颗粒愈大，形状愈不规则，表面愈粗糙，级配愈好，则其内摩擦角愈大，相应抗剪强度愈高。对于黏性土，其抗剪强度除与土的内摩擦角和所受正压力有关外，还与土颗粒之间的黏聚力有关，黏聚力越大，土的抗剪强度越高。

第四节 土的工程地质分类

自然界的土类很多，工程地质各异，为便于研究，需要按其主要特征进行分类。当前国内使用的土名和分类法并不统一。各个部门使用各自制定的规范，各个规范的规定也不完全一样。

国内土的分类方法和标准很多，除了国家标准《土的工程分类标准》（GB/T 50145—2007）、《岩土工程勘察规范》（GB 50021—2001）、《建筑地基基础设计规范》（GB 50007—2002）外，还有水利部门的《土工试验规程》 （SL 237—1999）、公路部门的《公路土工试验规程》（JTJ 051—1993）、港口航道部门的《港口工程地质勘察规范》（JTJ 240—1997）等。下面简单介绍《岩土工程勘察规范》中土的分类。

1. 按地质成因分类

根据地质成因，土可划分为残积土、坡积土、洪积土、冲积土、淤泥土、冰积土和风积土等类型。

2. 按沉积时代分类

1）老沉积土

第四纪晚更新世及其以前沉积的土，一般具有较高的强度和较低的压缩性。

2）新近沉积土

第四纪全新世中近期沉积的土，一般为欠固结的，强度较低。

3. 按颗粒级配和塑性指数分类

土按颗粒级配和塑性指数可分为碎石土、砂土、粉土和黏性土。

1）碎石土

碎石土是指粒径大于2mm的颗粒含量超过全重50％的土，根据粒组含量及颗粒形状可分为漂石、块石、卵石、碎石、圆砾和角砾，见表2-9。表2-9　碎石土的分类注：定名时应根据粒径由大到小以最先符合者确定。

2）砂土

砂土是指粒径大于2mm的颗粒含量不超过全重50％且粒径大于0.075mm的颗粒超过全重50％的土。根据粒组含量分为砾砂、粗砂、中砂、细砂和粉砂，见表2-10。

3）粉土

粉土为粒径大于0.075mm的颗粒质量不超过总质量的50％，且塑性指数等于或小于10的土。其性质介于砂土和黏性土之间。

4）黏性土

塑性指数大于10的土为黏性土。黏性土根据塑性指数又分为粉质黏土和黏土，塑性指数大于10且小于或等于17的土，应定名为粉质黏土；塑性指数大于17的土应定名为黏土，见表2-11。表2-10　砂土的分类注：定名时应根据粒径由大到小以最先符合者确定。表2-11　黏性土的分类注：塑性指数应由76g圆锥仪沉入土中深度为10mm时测定的液限计算而得。

4. 根据有机质含量分类

土根据有机质含量可按表2-12分类。表2-12　土根据有机质分类注：有机质含量（W）按灼烧试验确定。u

第五节 特殊土的工程地质特征

特殊土是指某些具有特殊物质成分与结构，而且工程地质性质也比较特殊的土，包括黄土、红黏土、淤泥类土、膨胀土、填土等。一、淤泥类土

淤泥类土是指在静水或水流缓慢的环境中沉积，有微生物参与作用的条件下形成的，含较多有机质，疏松软弱（天然孔隙比大于1，含水率大于液限）的细粒土。其中孔隙比大于1.5的称为淤泥；大于1且小于1.5的称为淤泥质土。（一）淤泥类土的成因及分布

淤泥类土在我国分布很广，不但在沿海、平原地区广泛分布，而且在山岳、丘陵、高原地区也有分布。按成因和分布情况，我国淤泥类土基本上可以分为两大类：一类是沿海沉积的淤泥类土；另一类是内陆和山区湖盆地以及山前谷地沉积的淤泥类土。图2-6是我国几种主要成因类型的淤泥类土的地质概况，其工程地质性质指标见表2-13。图2-6　我国淤泥类土的几种基本类型1. 淤泥；2. 淤泥质粉质黏土；3. 淤泥质黏土；4. 基岩；5. 粉质黏土；6. 黏土；7. 砂；8. 石

我国广大山区沉积有“山地型”淤泥类土，其主要是由当地的泥灰岩、各种页岩、泥岩的风化产物和地面的有机质，经水流搬运沉积在地形低洼处，经长期水泡软化及微生物作用而形成。以坡洪积、湖积和冲积三种成因类型为主。其特点是：分布面积不大，厚度与性质变化较大，且多分布于冲沟、谷地、河流阶地及各种洼地之中。（二）淤泥类土的成分及结构特征

淤泥类土是在水流不通畅、缺氧和饱水条件下形成的近代沉积物，物质组成和结构具有一定的特点。粒度成分主要为粉粒和黏粒，一般属黏土或粉质黏土、粉土。其矿物成分主要为石英、长石、白云母及大量蒙脱石、伊利石等黏土矿物，并含有少量水溶盐，有机质含量较高，一般为5％～15％，个别可达17％～25％。淤泥类土具有蜂窝状和絮状结构，疏松多孔，具有薄层状构造。厚度不大的淤泥类土常是淤泥质黏土、粉砂土、淤泥、泥炭交互成层，或呈透镜状夹层。（三）淤泥类土工程地质性质的基本特点

淤泥类土是在特定的环境中形成的，具有某些特殊的成分和结构，工程地质性质也表现出下列一些特点。（1）高孔隙比，高含水率，含水率大于液限。我国淤泥类土的孔隙比常见值为1.0～2.0，个别可达2.4，液限一般为40％～60％，饱和度一般都超过95％，含水率多为50％～70％或更大。-8-6（2）透水性极弱，渗透系数一般为10～10cm/s。由于常夹有极薄层的粉砂、细砂层，故垂直方向的渗透系数较水平方向要小些。-1（3）高压缩性，α一般为0.7～1.5MPa，且随含水率的（0.1～0.2）增加而增大。表2-13　我国不同类型淤泥类土的指标对比表（4）抗剪强度很低，且与加荷速度和排水固结条件有关。在不排水条件下进行三轴快剪试验时，φ角接近零，c值一般小于0.02MPa；直剪试验所得的φ角一般只有2°～5°，c值一般为0.01～0.015MPa；固结不排水剪切试验所得的φ值可达10°～15°，c值为0.02MPa左右。由于这类土饱水而结构疏松，所以在振动等强烈扰动下其强度也会剧烈降低，甚至液化变为悬液，这种现象称为触变性。同时，淤泥类土的蠕变性显著，必须考虑长期强度问题。

淤泥类土的成分和结构是决定其工程地质性质的根本因素。有机物和黏粒含量越多，土的亲水性越强，则压缩性就越高；孔隙比越大，则含水率越高，压缩性就越高；强度越低，灵敏度越大，压缩性越差。二、黄土

黄土是一种特殊的第四纪陆相松散堆积物。黄土的颜色主要呈黄色或褐黄色，颗粒成分以粉粒为主，富含碳酸钙，有肉眼可见的大孔隙，天然剖面上垂直节理发育，被水浸湿后土体显著沉陷（湿陷性）。黄土在世界上分布很广，欧洲、北美、中亚均有分布，面积达1 300×424210km。我国黄土分布面积约64×10km，主要分布在西北、华北和东北等地。这些地区干旱少雨，具有大陆性气候特点。

我国黄土从早更新世开始堆积，经历了整个第四纪，直到目前还没有结束。按地层时代及其基本特征，黄土可分为三类，各类黄土的主要特征见表2-14。形成于早更新世的午城黄土和中更新世的离石黄土称为老黄土。午城黄土主要分布在陕甘高原，覆盖在古近纪、新近纪红土层或基岩上。离石黄土分布广，厚度大，构成黄土高原的主体。老黄土一般无湿陷性，承载力较高。晚更新世的马兰黄土及全新世早期的黄土称为新黄土。新黄土广泛覆盖于老黄土之上，在北方各地分布较广，其分布面积约占我国黄土分布面积的60％，尤以马兰黄土分布最广，一般都具有湿陷性。近几百年至近几十年形成的黄土称新近堆积黄土。新近堆积黄土分布于局部地方，厚度仅数米，土质松散，压缩性高，湿陷性不一，承载力较低。表2-14　不同黄土主要特征（一）黄土的成分和结构特征

黄土基本由小于0.25mm的颗粒组成，尤以0.01～0.1mm的颗粒占主要地位。粉粒含量超过50％，且其中主要是粗粉粒。砂粒含量较少，一般小于20％，并以粉砂粒为主。黏粒含量变化较大，为5％～35％，一般为15％～25％。

黄土中含有60多种矿物。碎屑矿物占3/4以上，主要为石英、长石、碳酸盐类矿物，还有少量云母类矿物和重矿物。黄土中含10％～25％的黏土矿物，大多数为伊利石，并有少量蒙脱石和高岭石。易溶盐、中溶盐及有机物的含量较少，一般不超过2％。

黄土的结构为非均质的骨架式架空结构（图2-7）。由石英、长石及少量云母、重矿物和碳酸钙组成的极细砂粒和粉粒构成基本骨架，其中砂粒相互基本不接触，浮于粗粉粒构成的架空结构中，由石英和碳酸钙等组成的细粉粒为填料，聚集在较粗颗粒接触点之间；以图2-7　黄土结构示意图伊利石或高岭石为主（还含有少量的腐殖质和其他胶体）的黏粒、吸附的水膜以及部分水溶盐为胶结物质，依附在上述各种颗粒的周围，并将粗颗粒胶结起来，形成大孔和多孔的结构形式。（二）黄土的一般工程地质性质

天然状态下的黄土一般具有如下一些特点。（1）密度小，孔隙率大。黄土的干密度较小，一般为1.3～1.5g/3cm。孔隙较大，孔隙率高，常为45％～55％（孔隙比为0.8～1.1）。（2）含水较少。含水率一般在10％～25％之间，常处于半固态或硬塑状态，饱和度一般为30％～70％。（3）塑性较弱。黄土的液限一般为23％～33％，塑限常在15％～20％之间，塑性指数在8～13之间。（4）透水性较强。由于大孔隙和垂直节理发育，黄土的透水性比粒度成分相类似的一般细粒土要强得多，渗透系数可达1m/d以上，且各向异性明显，铅直方向比水平方向要强得多，渗透系数大数倍甚至数十倍。（5）抗水性弱。黄土遇水强烈崩解，膨胀量较小，但失水收缩较明显，遇水湿陷较明显。（6）压缩性中等，抗剪强度较高。天然状态下的黄土，压缩系-1数一般介于0.2～0.5MPa之间，φ值一般为15°～25°，c值一般为0.03～0.06MPa。随含水量增加，黄土的压缩性急剧增大，抗剪强度显著降低。新近堆积的黄土，土质松软，强度低，压缩性高。（三）黄土的湿陷性

黄土在一定压力作用下受水浸湿后，结构迅速破坏而产生显著附加沉陷的性质，称为湿陷性，它是黄土特有的工程地质性质。黄土的湿陷性又分为自重湿陷和非自重湿陷两种类型。前者指黄土遇水后，在其本身的自重作用下产生沉陷的现象；后者指黄土浸水后，在附加荷载作用下所产生的附加沉陷。划分自重湿陷性黄土和非自重湿陷性黄土，对工程建筑具有较大的实际意义。在这两种不同湿陷性黄土地区进行建筑时，采用的各项措施及施工要求均有较大差别。野外无荷载试坑浸水试验资料表明，我国兰州地区的黄土具有明显或强烈的自重湿陷性，而西安和太原地区的黄土，往往是非自重湿陷性黄土或仅局部地区是自重湿陷性黄土。（四）黄土湿陷性的评价

评价黄土湿陷性的方法很多，但归纳起来有间接方法和直接方法两种。

1. 间接方法

间接方法是根据黄土的物质成分及物理力学指标，大致说明黄土湿陷的可能性。塑性指数小于12、含水率与塑限之比小于1.2、孔隙3比大于0.8、干密度小于1.5g/cm的黄土，具有湿陷性。尤其是含水率与塑限之比小于1.0、孔隙比大于1.0的黄土，其湿陷性最明显。而3含水率与塑限之比大于1.2、孔隙比小于0.8、干密度大于1.5g/cm的黄土，其湿陷性微弱或无湿陷性。总之，低塑性、低含水量、低密度的黄土，常具有湿陷性。

2. 直接方法

直接方法是利用湿陷性指标，直接判断黄土的湿陷性。常用的湿陷性指标有湿陷系数、自重湿陷系数、计算自重湿陷量、总湿陷量和湿陷起始压力等。下面简要叙述湿陷系数指标，直接判断黄土的湿陷性。

黄土试样在某压力（P）作用下稳定的湿陷变形值与试样原始高度的比值，称湿陷系数，即：

式中：h——保持天然的湿度和结构的土样，施加一定压力P时，压缩稳定后的高度，cm；

h′——上述加压稳定后的土样，在浸水作用下，下沉稳定后的P高度，cm；

h——土样的原始高度，cm。0

δ值越大，说明黄土的湿陷性越强烈，但在不同压力下，黄土的sδ是不一样的。测定湿陷系数的压力，应自基础底面（初步勘察时，s自地面下1.5m）算起，10m之内的土层应用200kPa，10m以下至非湿陷性土层顶面，应用其上覆土的饱和自重压力（当其大于300kPa时，仍应用300kPa）。根据湿陷系数，判定黄土湿陷性的标准是：δ ＜0.015，为非湿陷性黄土；δ≥0.015，为湿陷性黄土。ss三、膨胀土

膨胀土又称胀缩土，是指随含水量的增加而膨胀，随含水量的减少而收缩，具有明显膨胀和收缩特性的细粒土。

膨胀土在世界上分布很广，如印度、以色列、美国、加拿大、南非、加纳、澳大利亚、西班牙、英国等国均有广泛分布。在我国，膨胀土也分布很广，如云南、广西、贵州、湖北、湖南、河北、河南、山东、山西、四川、陕西、安徽等省区不同程度地都有分布，其中尤以云南、广西、贵州及湖北等省区分布较多，具有代表性。

膨胀土一般分布在二级及二级以上的阶地上或盆地的边缘，大多数是晚更新世及其以前的残坡积、冲积、洪积物，也有新近纪至第四纪的湖相沉积物及其风化层。（一）膨胀土的成分、结构特征

膨胀土中黏粒含量较高，常达35％以上。矿物成分以蒙脱石和伊利石为主，高岭石含量较少。

膨胀土一般呈红、黄、褐、灰白等色，具斑状结构，常含铁、锰或钙质结核。土体常具有网状裂隙，裂隙面比较光滑。土体表层常出现各种纵横交错的裂隙和龟裂现象，使土体的完整性破坏，强度降低。（二）膨胀土的一般工程地质特征（1）在天然状态下，膨胀土具有较大的天然密度和干密度，含水率和孔隙比较小。膨胀土的孔隙比一般小于0.8，含水率多为17％～36％，一般在20％左右，但其饱和度较大，一般在80％以上。（2）膨胀土的液限和塑性指数都较大，塑限一般为17％～35％，液限一般为40％～68％，塑性指数一般为18～33。（3）膨胀土一般为超压密的细粒土，其压缩性小，属中—低压缩性土，抗剪强度一般都比较高，但遇水后强度显著降低。（4）膨胀土地区易产生边坡开裂、崩塌和滑动。

土方开挖工程中遇雨易发生坑底隆起和坑壁侧胀开裂，地下洞室周围易产生高地压和洞室周边土体大变形现象；地裂缝发育，对道路、渠道等易造成危害；其反复的吸水膨胀和失水收缩会造成围墙、室内地面以及轻型建、构筑物的破坏，甚至种植在建筑物周围的阔叶树木生长（吸水）都会对建筑物的安全构成影响。四、红黏土

红黏土是指碳酸盐类岩石经强烈化学风化后形成的高塑性黏土。它广泛分布在我国云贵高原、四川东部、两湖和两广北部一些地区，是一种区域性的特殊土。红黏土是红土的一种主要类型。

红黏土主要为残积土、坡积土类型，一般分布在山坡、山麓、盆地或洼地中。其变化厚度很大，且与原始地形和下伏基岩面的起伏变化密切相关。分布在盆地或洼地时，其厚度变化大体上是边缘较薄，向中间逐渐增厚。当下伏基岩中溶沟、溶槽、石芽较发育时，上覆红黏土的厚度变化极大。就地区而论，贵州的红黏土厚度为3～6m，超过10m者较少；云南地区一般为7～8m，个别地段可达10～20m；湘西、鄂西、广西等地一般在10m左右。（一）成分和结构特征

红黏土的颗粒细而均匀，黏粒含量很高，尤以小于0.002mm的细黏粒为主。矿物成分以黏土矿物为主，碎屑矿物较少，水溶盐和有机质含量都很少。黏土矿物以高岭石和伊利石为主，含少量绿泥石、蒙脱石等，倍半氧化物中FeO多于AlO，碎屑矿物主要是石英。2323

红黏土由于黏粒含量较高，常呈蜂窝状和棉絮状结构，颗粒之间具有较牢固的铁质或铝质胶结。红黏土中常有很多裂隙、结核和土洞存在，从而影响土体的均一性。（二）工程地质性质的基本特点

红黏土的物理力学性质指标的经验值见表2-15。从表2-15中可以看出，红黏土的特点是：高塑性和分散性，含水率高、密实度低，强度较高、压缩性较低，具有明显的收缩性，膨胀性轻微。表2-15　南方各省红黏土物理力学性质指标汇总

红黏土具有强度高、压缩性小的特点，是较好的地基土。但是，在红黏土地区进行建筑时也常出现一些问题，应加以注意。一是红黏土有胀缩性，有的红黏土膨胀收缩较明显，膨胀力可达180kPa。二是红黏土受所处的位置和形成条件等因素影响，其性质与厚度变化较大。沿深度方向上，红黏土的含水率、孔隙比、压缩系数随深度的增加都有较大的增高，软硬程度由坚硬、硬塑变为可塑、软塑，强度大幅度降低。在水平方向上，地势较高处红黏土的含水率和压缩性较低，强度较高，而地势低洼处则相反。在岩溶发育的石灰岩地区，红黏土厚度变化往往很大，易造成地基的不均匀沉陷。因此，不能将红黏土视作为均质体，应按其稠度状态和成分不同，将其划分为不同的土质单元，然后分别予以评价。三是强烈的失水收缩使红黏土表层裂隙很发育，破坏了土体的完整性，降低了土体的强度，增强了透水性，这对于浅埋基础或边坡的稳定性都有影响。四是红黏土中常有“土洞”存在（与下伏碳酸盐类岩石的岩溶关系密切），对建筑物地基稳定性极为不利。

上述各问题在场地勘察时应予以查明。五、填土

填土是一定的地质、地貌和社会历史条件下，由于人类活动而堆填的土。由于我国幅员广大，历史悠久，因此在我国大多数古老城市的地表面，广泛覆盖着各种类别的填土层。（一）主要类型

填土分为素填土、杂填土、冲填土三类。

素填土是由碎石、砂、粉土、黏性土等一种或几种土通过人工堆填方式而形成的土，其中经过分层压实后的称为压实填土，未经压实处理的称为虚填土。即使是压实填土，由于其形成的时间极短，所以结构性能一般很差。虚填土俗称“活土”，极其疏松，在工程中遇到时必须进行换填压实处理。

杂填土是指大量的建筑垃圾、工业废料或生活垃圾等人工堆填物，其中建筑垃圾和工业废料一般均质性差，尤以建筑垃圾为甚；生活垃圾物质成分复杂，且含有大量的污染物，不能作为地基材料，当建筑场地为生活垃圾所覆盖时，必须予以挖除。由建筑垃圾和工业废料堆成的杂填土也常常需要进行人工处理后方可作为地基。

冲填土是借助水力冲填泥砂而形成的土，一般压缩性大、含水量大、强度低。（二）主要工程地质性质

填土一般具有不均匀性、湿陷性、自重压密性、强度低和压缩性高等工程特性。（1）素填土。素填土的工程性质主要受其均匀性和密实度影响。在堆积过程中，未经人工压密实者，则密实度较差；随着堆积时间的增加，由于土的自重压密作用，可使土达到一定密实度。（2）杂填土。由于杂填土的堆积条件、堆积时间、堆积物质来源和组成成分的复杂和差异，使杂填土的性质很不均匀，密度变化大，分布范围和厚度的变化均缺乏规律性，具有极大的人为随意性。杂填土一般为欠压密土，堆积时间短、结构疏松，具有较高的压缩性和很低的强度，同时浸水后往往湿陷变性。由于杂填土组成物质的复杂多样性，其孔隙大且渗透性不均匀。（3）冲填土。冲填土的颗粒组成有砂粒、黏粒和粉粒，在冲填过程中随泥砂来源的变化，冲填土在纵横方向上具不均匀性，土层多呈透镜体状或薄层状出现。冲填土的含水量一般大于液限，呈软塑或流塑状态，其透水性弱、排水固结差。复习思考题1. 什么叫做土的粒度成分？它是怎样影响土的工程性质的？2. 组成土的矿物有哪些类型？对土的工程性质有什么影响？3. 土中结合水、毛细水和重力水的性质是什么？对土的工程性质有

什么影响？4. 什么叫做土的结构？不同土的结构有什么特征？5. 土的基本物理性质指标的定义及其换算关系是什么？6. 为什么说无黏性土的密实度、黏性土的塑性指数与液性指数是综

合反映它们各自工程性质特征的指标？7. 土的压缩性和抗剪强度指标的含义及计算式是什么？8. 土根据其成因可以分为哪几种类型？各有什么特征？9. 软土、湿陷性黄土、红黏土、膨胀土和填土的特征和工程性质是

什么？

第三章 岩石与岩体的工程性质

岩石是指由矿物和岩屑在长期的地质作用下，按一定规律聚集而成的自然体。由于成因的不同，岩石可分成火成岩、沉积岩、变质岩三大类。岩体是指在一定工程范围内的自然地质体。通常认为岩体是由岩石和结构面组成。所谓的结构面是指没有抗拉强度或者具有极低抗拉强度的力学不连续面，它包括一切地质分离面。这些地质分离面大到延伸几千米的断层，小到岩石矿物中的片理和解理等。从结构面的力学特性来看，它往往是岩体中相对比较薄弱的环节。因此，结构面的力学特性在一定的条件下将控制岩体的力学特性，控制岩体的强度和变形。

第一节 岩石的物理性质

岩石和土一样，也是由固体、液体和气体三相组成的。所谓物理性质是指岩石三相组成部分的相对比例关系不同所表现的物理状态。与工程密切相关的物理性质有密度和空隙性。一、岩石的基本物理性质（一）岩石的密度3

岩石密度是指单位体积内岩石的质量，单位为g/cm。它是建筑材料选择、岩石风化研究及岩体稳定性和围岩压力预测等必需的参数。岩石密度又分为颗粒密度和块体密度，各类常见岩石的密度值列于表3-1。表3-1　常见岩石的物理性质指标值

1. 颗粒密度

岩石的颗粒密度（ρ）是指岩石固体相部分的质量与其体积的比s值。它不包括空隙在内，因此其大小仅取决于组成岩石的矿物密度及其含量。如基性、超基性岩浆岩含密度大的矿物较多，岩石颗粒密度3也大，一般为2.7～3.2g/cm；酸性岩浆岩含密度小的矿物较多，岩3石颗粒密度也小，多在2.5～2.85g/cm之间；而中性岩浆岩则介于上述二者之间。又如硅质胶结的石英砂岩，其颗粒密度接近于石英密度；石灰岩和大理岩的颗粒密度多接近于方解石密度。

岩石的颗粒密度属实测指标，常用比重瓶法进行测定。

2. 块体密度

块体密度（或岩石密度）是指岩石单位体积内的质量，按岩石试件的含水状态，又有干密度（ρ）、饱和密度（ρ）和天然密度（ρ）dsat之分，在未指明含水状态时一般是指岩石的天然密度。各自的定义如下：

式中：m——岩石试件的干质量；s

m——岩石试件的饱和质量；sat

m——岩石试件的天然质量；

V——试件的体积。

岩石的块体密度除与矿物组成有关外，还与岩石的空隙性及含水状态密切相关。致密且裂隙不发育的岩石，块体密度与颗粒密度很接近，随着孔隙、裂隙的增加，块体密度相应减小。

岩石的块体密度可采用规则试件的量积法及不规则试件的蜡封法测定。（二）岩石的空隙性

岩石是有较多缺陷的多晶材料，因此具有相对较多的孔隙。同时，由于岩石经受过多种地质作用，还发育有各种成因的裂隙，如原生裂隙、风化裂隙及构造裂隙等。所以，岩石的空隙性比土复杂得多，即其除了具有孔隙外，还有裂隙存在。另外，岩石中的空隙有些部分往往是互不连通的，而且与大气也不相通。因此，岩石中的空隙有开型空隙和闭空隙之分，开型空隙按其开启程度又有大、小开型空隙之分。与此相对应，可把岩石的空隙率分为总空隙率（n）、总开空隙率（n）、大开空隙率（n）、小开空隙率（n）和闭空隙率（n）几种，0bac各自的含义如下：

式中：V——岩石中空隙的总体积；v

V——岩石中空隙的总开空隙体积；v0

V——岩石中空隙的大开空隙体积；vb

V——岩石中空隙的小开空隙体积；va

V——岩石中空隙的闭空隙体积；vc

其他符号意义同前。

一般提到的岩石空隙率系指总空隙率，其大小受岩石的成因、时代、后期改造及其埋深的影响，变化范围很大。岩石的空隙性对岩块及岩体的水理、热学性质及力学性质影响很大。一般来说，空隙率愈大，岩块的强度愈小，塑性变形和渗透性愈大。同时岩石由于空隙的存在，使之更易遭受各种风化营力作用，导致岩石的工程地质性质进一步恶化。对可溶性岩石来说，空隙率大，可以增强岩体中地下水的循环与联系，使岩溶更加发育，从而降低了岩石的力学强度并增强其透水性。当岩体中的空隙被黏土等物质充填时，则又会给工程建设带来诸如泥化夹层或夹泥层等岩体力学问题。因此，对岩石空隙性的全面研究，是岩体力学研究的基本内容之一。二、岩石的水理性质

岩石在水溶液作用下表现出来的性质，称为水理性质。主要有吸水性、软化性、抗冻性及透水性等。（一）岩石的吸水性

岩石在一定的试验条件下吸收水分的能力，称为岩石的吸水性。常用吸水率、饱和吸水率与饱水系数等指标表示。

1. 吸水率

岩石的吸水率（W）是指岩石试件在大气压力和室温条件下自a由吸入水的质量（m）与岩样干质量（m）之比，用百分数表示，w1s即：

测时先将岩样烘干并称干质量，然后浸水饱和。由于试验是在常温常压下进行的，岩石浸水时，水只能进入大开空隙，而小开空隙和闭空隙水不能进入。因此可用吸水率来计算岩石的大开空隙率（n），b即：3

式中：ρ——水的密度，取ρ＝1g/cm。ww

岩石的吸水率大小主要取决于岩石中孔隙和裂隙的数量、大小及其开启程度，同时还受到岩石成因、时代及岩性的影响。大部分岩浆岩和变质岩的吸水率为0.1％～2.0％，沉积岩的吸水性较强，其吸水率多为0.2％～7.0％。

2. 饱和吸水率

岩石的饱和吸水率（W）是指岩石试件在高压（一般压力为p15MPa）或真空条件下吸入水的质量（m）与岩样干质量（m）之w2s比，用百分数表示，即：

在高压（或真空）条件下，一般认为水能进入所有开空隙中，因此岩石的总开空隙率可表示为：

岩石的饱和吸水率也是表示岩石物理性质的一个重要指标。由于它反映了岩石总开空隙的发育程度，因此亦可间接地用它来判定岩石的抗风化能力和抗冻性。常见岩石的饱和吸水率见表3-2。表3-2　几种岩石的渗透系数值

3. 饱水系数

岩石的吸水率（W）与饱和吸水率（W）之比，称为饱水系数。ap它反映了岩石中大、小开空隙的相对比例关系。一般来说，饱水系数愈大，岩石中的大开空隙相对愈多，而小开空隙相对愈少。另外，饱水系数大，说明常压下吸水后余留的空隙就愈少，岩石愈易被冻胀破坏，因而其抗冻性差。（二）岩石的软化性

岩石浸水饱和后强度降低的性质，称为软化性，用软化系数（K）表示。K定义为岩石试件的饱和抗压强度（σ）与干抗压强RRcw度（σ）的比值，即：c

显然，K愈小则岩石软化性愈强。研究表明：岩石的软化性取R决于岩石的矿物组成与空隙性。当岩石中含有较多的亲水性和可溶性矿物，且含大开空隙较多时，岩石的软化性较强，软化系数较小。如黏土岩、泥质胶结的砂岩、砾岩和泥灰岩等岩石，软化性较强，其软化系数一般为0.4～0.6。当软化系数K>0.75时，岩石的软化性弱，R同时也说明岩石的抗冻性和抗风化能力强。而K＜0.75的岩石则是软R化性较强和工程地质性质较差的岩石。

软化系数是评价岩石力学性质的重要指标，特别是在水工建设中，对评价坝基岩体稳定性时具有重要意义。（三）岩石的抗冻性

岩石抵抗冻融破坏的能力，称为抗冻性。常用抗冻系数和质量损失率来表示。抗冻系数（R）是指岩石试件经反复冻融后的干抗压d强度（σ）与冻融前干抗压强度（σ）之比，用百分数表示，即：c2c1

质量损失率（K）是指冻融试验前后干质量之差（m）与ms1－ms2试验前干质量（m）之比，用百分数表示，即：s1

试验时，要求先将岩石试件浸水饱和，然后在－20℃～20℃温度下反复冻融25次以上。冻融次数和温度可根据工程地区的气候条件选定。

岩石的抗冻性取决于造岩矿物的热物理性质和强度、粒间连结、开空隙的发育情况以及含水率等因素。由坚硬矿物组成，且具强的结晶联结的致密状岩石，其抗冻性较高。反之，则抗冻性低。一般认为R>75％，K<2％时，为抗冻性高的岩石；另外，W<5％、K>0.75dmaR和饱水系数小于0.8的岩石，其抗冻性也相当高。（四）岩石的透水性

在一定的水力梯度或压力差作用下，岩石能被水透过的性质，称为透水性。渗透系数是表征岩石透水性的重要指标，其大小取决于岩石中空隙的数量、规模及连通情况等，并可在室内根据达西定律测定。某些岩石的渗透系数见表3-2，由该表可知：岩石的渗透性一般都很小，远小于相应岩体的透水性，新鲜致密岩石的渗透系数一般小于﹣710cm/s。同一种岩石，有裂隙发育时，渗透系数急剧增大，一般比新鲜岩石大4～6个数量级，说明空隙性对岩石透水性的影响是很大的。

应当指出，对裂隙岩体来说，不仅其透水性远比岩块大，而且水在岩体中的渗流规律也比达西定律所表达的线性渗流规律要复杂得多。因此，达西定律在多数情况下不适用于裂隙岩体，必须用裂隙岩体渗流理论来解决其水力学问题。三、岩石的热学性质

岩石的热学性质，在诸如深埋隧洞、高寒地区及地温异常地区的工程建设、地热开发以及核废料处理和石质文物保护中都具有重要的实际意义。在岩体力学中，常用的热学性质指标有比热容、导热系数、热扩散率和热膨胀系数等。（一）岩石的比热容

在岩石内部及其与外界进行热交换时，岩石吸收热能的能力，称为岩石的热容性。根据热力学第一定律，外界传导给岩石的热量（ΔQ），消耗在内部热能改变（温度上升）ΔE和引起岩石膨胀所做的功（A）上，在传导过程中热量的传入与消耗总是平衡的，即ΔQ＝ΔE＋A。对岩石来说，消耗在岩石膨胀上的热能与消耗在内能改变上的热能相比是微小的，这时传导给岩石的热量主要用于岩石升温上。因此，如果设岩石由温度T升高至T所需要的热量为ΔQ，则：12ΔQ=cm（T-T）　（3-16）21

式中：m——岩石的质量；

c——岩石的比热容，J/（kg·K），其含义为使单位质量岩石的温度升高1K（开尔文）时所需要的热量。（二）岩石的导热系数

岩石传导热量的能力，称为热传导性，常用导热系数表示。根据热力学第二定律，物体内的热量通过热传导作用不断地从高温点向低温点流动，使物体内温度逐步均一化。设面积为A的平面上，温度仅沿x方向变化，这时通过A的热流量（Q）与温度梯度dT/dx及时间dt成正比，即：

式中：k——导热系数，W/（m·K），含义为当dT/dx等于1时单位时间内通过单位面积岩石的热量。（三）岩石的热膨胀系数

岩石在温度升高时体积膨胀，温度降低时体积收缩的性质，称为岩石的热膨胀性，用线膨胀（收缩）系数或体膨胀（收缩）系数表示。

当岩石试件的温度从T升高至T时，由于膨胀使试件伸长Δl，伸12长量Δl用下式表示：Δl=αl（T-T）　（3-18）21-1

式中：α——线膨胀系数，K；

l——岩石试件的初始长度。

由式（3-18）可得：

岩石的体膨胀系数大致为线膨胀系数的3倍。多数岩石的线膨胀-3-3-1系数为0.3×10～3×10K。另外，层状岩石具有热膨胀各向异性，同时岩石的线膨胀系数和体膨胀系数都随压力的增大而降低。（四）温度对岩石特性的影响

温度对岩石特性的影响主要包括两方面：一是温度对岩体力学性质的影响；二是由于温度变化引起的热应力的影响。目前，这方面的研究刚起步。在国内，由于液化天然气的代储存、复杂地质条件下的冻结施工及核废料处理等工程的需要，温度的影响问题已逐渐被人们重视。

岩石在低温条件下，总的来说，其力学性质都有不同程度的改善，各种岩石的抗压强度与变形模量随温度降低而逐渐提高。但其改善的程度则取决于冻结温度、岩石的空隙性及其力学性质。

在高温条件下，岩石特性甚至有某些化学上的变化，目前这方面的研究还很少。就已有的资料来看，岩石的抗压强度（σ）和变形模c量（E）均随温度升高而逐渐降低（表3-3）。表3-3　围压16MPa下，不同温度对大理岩特性的影响注：σ（t）为t℃时岩石的饱和单轴抗压强度；σ（20℃）为20℃时岩石c0的饱和单轴抗压强度；σ（t）为t℃时岩石的干单轴抗压强度；σ（20℃）1m2m为20℃时岩石的干单轴抗压强度。

第二节 岩石的力学性质

岩石的力学性质是指岩石在外力作用下所表现出来的性质，岩石的力学性质包括岩石的变形性质和强度性质。岩石的变形性质所表现的是岩石对外力的尺寸响应，而强度性质所表现的是岩石抵抗外力破坏的能力。

在外力作用下岩石首先产生变形，随着力的不断增加，达到或超过某一极限值时，便产生破坏，岩石遭受破坏时的应力称为岩石的强度。研究岩石的力学性质，主要是要研究岩石的变形、破坏与强度等性质。

研究岩石的变形性质，主要是研究岩石在外力作用下所表现出来的应力-应变关系，而岩石的应力-应变关系又与岩石的受力状态有关，下面就岩石的变形性质加以阐述。一、岩石的变形性质（一）单向受压条件下的岩石变形

在外力作用下，岩石内部应力状态发生变化，由于质点位置的改变，引起岩石变形。岩石的变形可分为弹性变形和塑性变形两种。按固体力学定义，弹性变形是指物体受力发生相应的全部变形，并在外力解除的同时，变形立即消失，因而是可逆变形。塑性变形是指物体受力变形，在外力解除后，变形不再恢复，是不可逆变形，又称为永久变形或残余变形。

岩石的变形规律，可通过外力作用下的变形过程及变形参数说明。所以，首先来研究岩石的应力-应变关系。

1. 岩石的应力-应变曲线特征

岩石在连续加载条件下的应变，可分为轴向应变（ε）、横向应L变（ε）和体积应变（ε）。前两者可用电阻应变仪测量。体积应变dv则用ε=ε-2ε来进行计算求得。求得了各级应力下的这三种应变值，vLd就可绘出相应的应力-应变曲线，也有的是由绘图仪直接自动绘出。该曲线是分析研究岩石变形机理的主要依据，其中以压应力-轴向应变曲线应用最广。

根据大量的实验研究，在单向压力作用下，典型的应力-应变全程曲线，即反映单轴压缩岩石试件在破裂前后全过程的应力-应变关系的曲线如图3-1所示。图3-1　岩石典型全程应力-应变曲线

从图3-1可以将岩石的变形过程划分为六个阶段。（1）微裂隙及孔隙闭合阶段（OA段）。在载荷作用初期，岩石中的裂隙及孔隙被逐渐压密，形成早期非线性变形。曲线呈上凹型，即斜率随着应力增大而逐渐增大，表明裂隙、孔隙压密开始较快，随后逐渐减慢。本阶段变形对裂隙化岩石来说比较明显，但对坚硬少裂隙的岩石则不明显，甚至不显现。（2）可恢复弹性变形阶段（AB段）。随载荷增加，轴向变形成比例增长，斜率保持不变，并在很大程度上是可恢复的弹性变形。这一阶段的上界应力称为弹性极限，其值约等于峰值强度的 30％～40％。此阶段中有微量新型隙随之产生。（3）部分弹性变形至微裂隙扩展阶段（BC段）。这一阶段的特点可由开始膨胀和近似性增长的体积应变来表征。这是由于岩石连续压缩所造成的。曲线σ－ε仍呈近似直线，而曲线σ－ε则明显偏离直Lv线。这一阶段的上界应力称为屈服极限，这时岩石压密至最密实状态，体积应变趋于零，该点出现在80％峰值强度处。（4）非稳定裂隙扩展至岩石结构破坏阶段（CD段）。这一阶段的特点是微裂隙迅速增加和不断扩展，形成局部拉裂或剪裂面。体积变形由压缩转变为膨胀，最终导致岩石结构完全破坏。本阶段的上界应力称为峰值强度或单轴抗压强度。（5）微裂隙聚结与扩展阶段（DE段）。岩石通过峰值应力阶段，虽然其内部结构完全破坏，但岩石仍呈整体。到本阶段裂隙扩展成分叉状，并相互联合形成宏观断裂面。此时由于应变软化效应，应力随着应变增加而降低。（6）沿破断面滑移阶段（EF段）。本阶段岩石基本上已经分离成一系列碎块体，并在外力作用下相互滑移，随之变形不断增加。而应力则降低到某一稳定值，这一稳定值称为残余强度，其大小等于块体间的摩擦阻力。

通过各种岩石的实验研究，将岩石在单向压力作用下的应力-应变曲线归纳为六种类型（图3-2）。图3-2　单轴压缩岩石直至破坏的典型应力-应变曲线

类型Ⅰ（弹性），表现为近似于直线的特点，直到发生突发性破坏。如玄武岩、石英岩、辉绿岩、白云岩及坚硬石灰岩等的特征变形曲线。

类型Ⅱ（弹—塑性），开始为直线，末端出现非弹性屈服段。较软而少裂隙的岩石，如石灰岩、粉砂岩和凝灰岩等，常呈这种变形曲线。

类型Ⅲ（塑一弹性），开始为上凹型曲线，然后转变为直线。坚硬而裂隙较发育的岩石，如砂岩、花岗岩等，在垂直微裂隙方向加载时常具有这种变形曲线。

类型Ⅳ和类型Ⅴ（塑—弹—塑性）为S型曲线。曲线中段的斜率大小与岩性软硬程度有关。岩性较软且含有微裂隙者，如片麻岩、大理岩和片岩等常具有这种变形特性。

类型Ⅵ（弹—塑—蠕变性），开始为直线，很快变为非线性变形和连续缓慢的蠕变变形，如盐岩和其他蒸发岩的特征变形曲线。

岩石在循环加载作用下的应力-应变关系，随着加卸载方法及卸载应力的不同而异。详见岩石力学等相关内容，在此从略。

2. 岩石的变形参数

根据弹性理论，岩石的变形特征可用变形模量和泊松比两个基本参数表示。

1）变形模量

指岩石在单向受压时，轴向应力（σ）与轴向应变（ε）之比。dL当压应力-应变为直线时，变形模量为常量，如图 3-3（a）所示，数值上等于直线的斜率。由于其变形为弹性变形，所以该模量又称为弹性模量。

当应力-应变为曲线关系时，变形模量为变量，即不同应力阶段上的模量不同。常用初始模量、切线模量和割线模量三种模量来表示，如图3-3（b）所示。图3-3　E的确定方法1. 初始模量；2. 切线模量；3. 割线模量

初始模量（E）是指曲线原点处的切线斜率，即：i

切线模量（E）是指曲线中段直线的斜率，即：t

割线模量（E），是指曲线上某特定点与原点连线的斜率。通常S取相当于抗压强度的应变点与原点连线的斜率，即：

对于卸载点的应力高于弹性极限时，则卸载曲线从原来的加载曲线偏离出来，如图3-4所示。图3-4　卸载点在弹性极限点以外的应力-应变曲线

假设能恢复的弹性变形为ε，不能恢复的塑性变形为ε，则岩石ep的弹性模量（E）和变形模量（E）分别为：eo

2）泊松比（μ）

是指岩石在单向受压时，横向应变（ε）与轴向应变（ε）之比，dL即：

在实际工作中，常采用抗压强度的50％的应变点的横向应变与轴向应变来计算泊松比。

实验研究表明，岩石的变形模量和泊松比往往具有各向异性的特征。当平行于微结构面加载时，变形模量最大；而垂直微结构面的变形模量最小。两者的比值，沉积岩一般为1.08～2.05，变质岩为2.0左右。（二）岩石在三轴压缩条件下的变形性质

作为建筑物地基或场地的工程岩体，经常处于三向应力状态中。为此研究岩石在三向应力下的变形具有重要的意义。

为了研究岩石在三向应力下的变形，常进行两种应力状态下的三轴实验：一是σ>σ>σ，称为不等压或真三轴实验；二是123σ>σ=σ>0，称为假三轴或常规三轴实验。123

在围压作用下，岩石的变形特征与单向受压时不尽相同。首先岩石破坏前的应变随着围压的增大而增加；另外，随围压增大，岩石的塑性也不断增大，即随着围压增大，岩石逐渐由脆性转化为延性（即岩石能承受大量永久变形而不破坏的性质）。

围压对岩石变形模量的影响常因岩性而异。对坚硬少裂隙的岩石影响较小，而对软弱多裂隙的岩石影响较大。研究表明：对砂岩来说，随围压增大，其变形模量在屈服前可提高20％，而到接近破坏前则下降20％～40％ 。但总的来说，随着围压的增加，岩石的变形模量和泊松比都有一定程度的提高。

总之，岩石在三轴压缩条件下，随着围压的增加其变形特征如下。（1）弹性段的斜率变化不大，其相应的变形参数与单轴压缩条件下的变形参数基本相等；正因为如此，就可以通过相应的单轴实验确定复杂应力状态下的弹性常数。（2）某些岩石在一定侧压下，出现屈服平台或塑性流动现象。（3）屈服极限、强化程度、韧性（峰值时的极限应变量）及强度峰值，都与侧压大小成正比。（三）岩石的流变性

岩石的流变性是指应力-应变随时间流逝而变化的性质，是岩土的重要力学性质之一。

岩石的流变性包括以下四个方面。（1）蠕变。即在应力大小和方向不变的条件下，随着时间的延长，应变不断增加的现象。（2）松弛。即在应变不变的条件下，随着时间的延长，应力降低的现象。（3）弹性后效。即加（卸）载后经过一段时间应变才增加（或减少）到应有数值的现象。（4）黏性流动。即蠕变一段时间后卸载，部分应变永久不能恢复的现象。

研究岩石的流变性主要是研究岩石的蠕变特性。在工程实践中，往往并非岩石的强度不够，而是由于蠕变使岩石产生了过量的变形，进而使工程体产生破坏。因此，在某些情况下，只按岩石（体）的强度来进行设计是不安全的，应该考虑岩石蠕变特性的影响。

岩石的蠕变特性主要取决于岩石本身的性质。像花岗岩一类的坚硬岩石，其蠕变变形很小，常可忽略；而像页岩、泥岩一类的软弱岩石，其蠕变变形往往很大，并导致蠕变破坏，必须引起重视，以便更切合实际地评价岩石变形及其稳定性。

当在岩石试件上施加一恒定的载荷时，岩石立即产生一瞬时弹性应变，然后便进入蠕变变形过程。一般可将蠕变变形过程分为三个阶段，如图3-5所示。

试读结束[说明：试读内容隐藏了图片]

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