非飽和土壤

傳統的土壤力學主要探討土壤飽和時之力學行為。實際大地工程 中，土壤常處於非飽和狀態，當降雨時雨水入滲使得不飽和土壤中之 基質吸力降低導致強度折減對於邊坡穩定多生影響（游淳名等人，

2005；范嘉程、馮道偉，2003）。

非飽和土層中之初始孔隙水壓力通常為負值，而這負孔隙水壓力 (基質吸力)在平時能增加土壤剪力強度，提高邊坡之穩定性，但在發 生連續降雨後，地表雨水浸潤至土層中，使土層原有之基質吸力減 少，降低土壤剪力強度，導致邊坡發生滑動破壞。由表 2.4 得知，土 壤飽和與否與土壤摩擦角並無顯著關係，但確可造成凝聚力之折減

（游淳名等，2005）。

表2.4（游淳名、魏敏樺、錢致平，2005）

狀態 飽和 非飽和(100kPa)

強度參數 c (kPa)

φ

′

c(kPa) φ

′

φ

^b 不擾動土 68.7 22.6° 103.1 23.7° 19°

2.5.1 非飽和土壤之力學行為

Fredlund and Rahardjo(1993) 建 議 不 飽 和 土 壤 之 強 度 可 參 考 Mohr-Coulomb 破壞準則，使用以下方程式計算（如圖 2.23）：

( u

a

) ( u

a

u

w

)

^b

c

s = ' + σ − tan φ ' + − tan φ

（1）

其中

s

＝剪力強度

σ

＝總應力

u

a ＝孔隙氣壓

u

_w ＝孔隙水壓

c

'=有效凝聚力

φ

'=(σ- ua)引起之有效抗剪角

φ

b=( ua- uw)對應增加不飽和土壤之抗剪角

圖 2.23 非飽和土壤之 Mohr-Coulomb 破壞準則

Fredlund et al.(1993)修正不飽和土壤之基質吸力考量成為土壤凝 聚力值之增加，因此式（1）可修正為：

( )

[ ^{c ' u}

^a

^u

^w

^{tan φ}

^b

] ^{( σ u}

^a

^{) tan φ '}

s = + − + −

（2）

( ) ^{tan '}

*

σ u

_a

φ

c

s = + −

（3）

方程式（3）中 c^*表示修正之凝聚力值用以使不飽和土壤之強度 可以 Mohr-Coulomb 之破壞準則表示。如圖 2.24 所示，不飽和土壤之 凝 聚 力 值 隨 著 雨 水 入 滲 土 體 導 致 基 質 吸 力 逐 漸 喪 失 而 產 生 折 減 (Abramson et al., 2002)。

圖 2.24 非飽和土壤之修正凝聚力值變化與破壞包絡線關係(Fredlund et al., 1993)

2.5.2 降雨造成非飽和土壤之弱化機制

Rahardjo et al.（2003）彙整 Fredlund and Rahardjo（1993）之研 究，說明造成不飽和土壤剪力強度弱化之因素來自於雨水對土層的浸 潤，使得土壤中孔隙水壓力逐漸升高，基質吸力逐漸喪失，即土壤凝 聚力 C 值大幅折減（圖 2.25）。研究中並指出雨水浸潤邊坡後土壤之 抗剪角並無顯著變化，進一步證實非飽和土壤強度弱化與凝聚力值有 極大之相關性。

范嘉程、馮道偉（2003）根據新竹地區風化粉砂岩之直接剪力試 驗結果指出，土壤含水量與飽和度之增加對其凝聚力之降低影響甚

值由 12.5 t/m²減少為 2.6 t/m²。試驗中並顯示含水量增加對土壤之摩 擦角亦有影響，但其影響甚低於水對凝聚力之影響程度。暴雨情況邊 坡淺層土壤可能形成飽和，於分析時土壤凝聚力應予以折減，折減比 例視土壤之性質而定，可利用土壤試驗為依據，如缺乏試驗資料，則 建議採用 20％〜30％之凝聚力值（0.2〜0.3C）作為暴雨時安全分析 之土壤凝聚力。

Jenkins and Kerr（1998）就不同含水量之凝聚性土壤進行剪力試 驗與加州承載比試驗。試驗結果顯示，土壤含水量增加 1〜2％，CBR 值約降低至原來的 50%，其不排水剪力強度亦隨含水量之增加而降低

（圖 2.26 及圖 2.27）。

圖 2.25 土壤-水特性曲線（Rahardjo et al.，2003）

圖 2.26 含水量與 CBR 值之關係（Jenkins and Kerr，1998）

圖 2.27 含水量與不排水剪力強度之關係（Jenkins and kerr，1998）

在文檔中 摘要 (頁 51-56)