吴 杰 周海军

(甘肃中建市政工程勘察设计研究院有限公司，甘肃 兰州 730000)

1 概述

一般来讲，湿陷性黄土地基土单元的湿陷起始压力对地基处理而言，其工程意义在于分析判定地基土被充分浸湿而产生较严重变形的可能性大小；湿陷性黄土室内地基土单元的P—δ曲线对地基处理而言，其工程意义在于分析一个土单元如果被充分浸湿，将产生怎样程度的变形。然而，针对地基整体来讲，地基湿陷程度如何却只有明确不同深度土体单元的P—δ曲线的统计几何特性才可得知，与此同时，工程实例亦证实不同深度的不同湿陷起始压力地基土单元的组合常常背离工程师们对场地湿陷特性的一些认识，所以有时候我们不能机械的、一刀切式的按剩余湿陷量等常规指标来进行地基工程处理。

鉴于以上，合理的确定地基土处理深度本应该充分考虑各深度处的湿陷曲线特征指标，而不能盲目仅凭有限的“经验剩余湿陷量和经验处理厚度”数值去判定，否则容易一刀切。下面就带着以上基本认知对湿陷性黄土场地常规处理原则所涉及的几个问题进行阐述与评价。

2 场地湿陷类型的划分问题

纵观现行黄土规范[1,2]或征求意见稿，从为地基处理服务的角度看，之所以将场地分为“自重”与“非自重”两种类型，其目的是判定湿陷性场地地基土的湿陷起始压力的利用价值大小。按现行黄土规范，分界线70 mm仅是一个众多湿陷事故的观测经验值，且该值是在湿陷事故调查统计的基础上得到的。但客观上讲，某个湿陷事故的原因应当是个综合因素，这与湿陷敏感土单元的深度、土单元的湿陷曲线特征等因素有关，可谓是一个复杂的态函数。即便两个场地的自重湿陷量、湿陷量计算相等，但湿陷敏感单元分布的深度各异，那么经验指出两个地基的湿陷危害程度区别可以很大。也就是说，如果前面在并没有指定其他参量的情况下就对事故发生时的自重湿陷量进行统计并将统计湿陷量这个单一量和湿陷事故建立某种联系是不妥当的，这就将本来因地变动的状态量给强制统一化了，认为凡是自重湿陷场地(>70 mm)就一定比非自重场地(<70 mm)的湿陷事故严重(即使是对同一建筑物而言)；认为同属自重湿陷场地，自重湿陷量大的就一定比自重湿陷量小的湿陷事故严重(即使是对同一建筑物而言)，这是不够严谨的。

P—δ曲线具有陡增特征的土单元为湿陷敏感单元，该类土在常规地基压力下将产生较一般土更大的湿陷量和不稳定性，相同的计算湿陷量给工程带来的危害更大。在此建议在湿陷等级较低的场地，判别场地的湿陷类型时应当充分剖验地基土单元的P—δ曲线特征以了解其起始湿陷压力的大小及湿陷敏感程度大小；在计算自重湿陷量或湿陷量时，对埋深区间不同、湿陷敏感程度不同的土体单元赋予不同的加权系数，以突显其对建筑地基湿陷的影响程度，以突显不良地基土的层位埋深，这是一种逼近工程实际的合理途径。

3 黄土体渗透问题

一般的认识表明，通常热力学状况下，作为具有高介电常数的液体水在造岩矿物表面总能“挤掉”气体而适度铺展，热力学平衡态时，表面几十纳米至几百纳米范围内(和表面解离度及液体内反号离子浓度相关)存在的是满足玻尔兹曼分布的反号粒子或结合水粒子[3]，这些粒子的性质和主体相差别很大甚至完全不同，它们不能用普通的宏观物理公式去描述；但是在孔隙尺寸足够大(如大于2 μm)的条件下，土颗粒表面扩散双电层的存在将不会显著影响水的宏观动力性质而异于人们宏观的经验认识，水这种缔合液体的粘性似乎也不足以克服重力而产生宏观的整体流动，相应的孔隙压强也可以用普通的公式计算。因此，恒定热力学条件下，水在小孔中的流动性质如何，需要明确土体的原始孔隙大小、矿物解离常数、土体含盐量多少这三个量值的范围值。

对于砂卵石地层，一般孔隙直径范围1 mm～10 mm，这个量值使得水在渗透过程中可完全不考虑其在颗粒表面的排列效应和氢键缔合粘聚力，重力是唯一驱动力，属宏观层次，待渗透结束时(雨后一段时间)，仅在大颗粒接触点处由毛细冷凝作用悬挂滞留少许弯液面水，即该种粗颗粒地层不可能产生上层滞水。

对于黏土地层，一般电镜观察显示其颗粒间距一般为0.1 μm～1 μm量级，在土体体积受限且水源充足(地表始终有水)时，当水分子进入上述间距后便在解离的表面上吸附，长程电分子力使得水分子排列厚度增至几十至上百纳米，这样便可减小甚至堵塞相当数量的黏土粒表面间孔隙，此时氢键缔合所产生的粘性阻止宏观力(如重力、液体压强)的趋势就显得举足轻重了，此渗透过程的主要驱动力不是重力，而是反离子或极性水分子在矿物表面的分布熵，其实质是受限体积内的界面能量最低趋势，在纯熵驱动的条件下，渗透路径是受孔隙气体与土颗粒表面间在水介质中的非阻滞哈马克常量控制的，水体渗透总是自动选择哈马克常量较低值的矿物表面间区域，这些区域连起来便成为水的运移通道，没能连在一起的就得不到水的“浸润”，因此从亚微观层面看，黏土不论浸水多长时间，始终不可能达到分子层面意义上的饱和态。上述堵塞效应使得黏土的宏观透水性变差或不透水。

黄土高原地区，颗粒分析试验判定一般黄土属粉土类，无论其密实度如何，粉土颗粒间距始终介于黏土和砂类土，这种区分不只是建立在孔隙几何尺寸大小的基础上，而更是建立在水分运移机理差异的基础上。异于砂土和黏土，水在粉土中的移动所受的各主要因素包含氢键缔合粘聚力、重力、毛细管力这三种。实际上，在粉土孔隙大小的孔中(如1 μm～5 μm)，水在矿物表面的排列效应对水的运移通道堵塞可视为次要方面，这样在水源充足(地表始终有水)时，水体下渗的主要驱动力为宏观性质的重力(静态时等效于孔隙水压)和毛细管力；而异于砂卵石地层，这时还应考虑另外一个阻力因素便是水的氢键缔合粘聚力，如果该粘聚力能够大幅抵消宏观重力，那么，水分下渗则主要靠毛细管力和外界大气压驱动，水与一般造岩矿物表面的接触角较小，在微米级的孔隙半径时，毛细驱动的拉普拉斯压强为0.5～1.5个标准大气压强，对于一般低含水量的黄土来讲，孔隙气全是联通的，渗透冲锋面处的孔隙气压力也在这个范围，基本能够抵消冲锋面处的拉普拉斯压强。现在从整体上来看，影响水体下渗的各种力抵消后就只剩下外界大气压了，即无限制下渗，直至某一深度处遇见不得不考虑水分子在其表面有排列效应的大厚度粘性土为止。但是当水源不充足时，譬如下雨时间短，地表积水时间有限，或者说地表的防水措施到位、蒸发等，这类渗透过程除上述渗透细节外还应考虑当地表水全部入渗后在水体表面处(实为弯月面)形成的拉普拉斯压强，通过上面的量级分析，这个向上的压强差恰能阻止大气压力对渗透的驱动，这时下部的渗透冲锋面虽然可能继续向下走动一段距离，但是步伐会明显的放缓直至停留，平衡态时沿深度形成多处不连续的静止毛细水段，随着时间的推移，这些水段彼此之间可能会发生位置微调，但不会有整体再向下运移的趋势。

总之，散体结构中水的渗透并不是一味受宏观力的牵引和控制，也并不是无终止的向下渗透；不同的浸水条件，不同的矿物组成，不同的孔隙尺寸，其渗透控制机理将有较大或颠覆性的本质差异。针对大厚度湿陷性黄土地基，地基自重湿陷量的计算建议结合地形、气候、临近水源、管道施工及维护质量等因素充分考虑场地的浸水条件，在这个基础上再给予湿陷量计算值一定的折减是合理的，地形条件好，地表侵水几率小的场地，湿陷量的折减量将大幅增加。该折减量是在原始场地(即未考虑将来挤密地层的隔水贡献)的前提下阐述的，这样便相当于又多出一个附加的安全系数。

4 结语

1)场地湿陷等级较低时，地基湿陷性敏感土体单元随深度的分布有时并无明显的规律，建议给场地的湿陷类型定性时应当充分剖验地基土单元的P—δ曲线以了解其起始湿陷压力的大小，判定特定深度土体的湿陷起始压力的利用价值；在计算自重湿陷量时，对埋深不同的湿陷敏感土体单元给予不同的加权系数，以突显其对建筑地基湿陷性的影响程度，工程角度讲，这是必要的。

2)当水源充足(地表始终有水)时，水体下渗的主要驱动力为重力、毛细管力；阻力因素便是水的氢键缔合粘聚力，如果该粘聚力能够大幅抵消宏观重力，那么，水分下渗则主要靠毛细管力和外界大气压驱动，对于一般低含水量的黄土来讲，渗透冲锋面处的孔隙气压力基本能够抵消冲锋面处的拉普拉斯压强，这样，水体便无限制下渗，直至某一深度处遇见不得不考虑水分子在其表面有排列效应的粘性土为止。当水源不充足时，渗透过程还应考虑地表水全部入渗后在水体表面处(实为弯月面)形成的拉普拉斯压强，这个向上的压强差一般能阻止大气压力对渗透的驱动，这时下部的渗透冲锋面虽然可能继续向下走动一段距离，但是步伐会明显的放缓直至停留，平衡态时沿深度形成多处不连续的静止毛细水段,并不会有整体再向下运移的趋势。

针对大厚度湿陷性黄土地基，地基自重湿陷量的计算建议根据地形、气候、临近水源、管道施工及维护质量等因素充分考虑场地的浸水条件、入渗机理给予一定的折减是合理的。