Jordens struktur
Med jordstruktur menes fordelingen av den faste fasen i jordmassen. Som kjent består jord av faste partikler og porer fylt med vann, luft eller vanndamp, oftest delvis luft og delvis vann. Etter fordelingen av de faste partiklene i jorden bestemmes dens struktur. Strukturene til løst og bundet jordmateriale skiller seg vesentlig fra hverandre.
Strukturen til løst jordmateriale
Strukturen til ikke-bundet jord oppstår under påvirkning av tyngdekraften. De faste partiklene i denne jorda er grovere og faller nedover, de avsettes under påvirkning av tyngdekraften, mens intermolekylære tiltrekningskrefter mellom slike partikler enten ikke finnes eller er ubetydelige og overvinnes av tyngdekraften. Derfor ligger de faste partiklene i ikke-bundet jord ved siden av hverandre og opptar det frie rommet mellom de sammensatte partiklene (fig. 1_a_). Hvis partiklene i ikke-bundet jord er omtrent runde og av samme størrelse, slik tilfellet kan være med sand av jevn sammensetning, kan strukturen være mest kompakt (fig. 1_b_) eller mest løs (fig. 1_c_), avhengig av fordelingen av de faste partiklene i jorda. Den mest kompakte strukturen tilsvarer størst mulig tetthet av ikke-bundet jord, og porøsiteten er nmin=26%. Den mest løse strukturen tilsvarer minst mulig tetthet av ikke-bundet jord, og porøsiteten er nmax=48%. For eksempel har løs strandsand n=47%.
Fig. 1 Strukturen i ubundet jord
Hvis den ikke-bundne jorden har ulike kornstørrelser, slik at finere partikler fyller hulrommene mellom de grovere (fig. 2), er jordens porøsitet betydelig mindre (n=20% og mindre).
Fig. 2. Strukturen til ikke-bundet jord med ulik kornstørrelse
Strukturen til bundet jord
I kohærent jord er strukturen annerledes enn i løs jord. I kohærent jord opptrer kohesjonskrefter, som er sterkere enn tyngdekraften til de små partiklene og får dem til å klumpe seg sammen på kontaktflatene. Derfor faller ikke disse partiklene ned én etter én, men forblir klumpet sammen med hverandre og ved siden av hverandre (fig. 3_a_), og danner dermed en kjede- og nettverksstruktur (fig. 3_b_), en flakaktig struktur (fig. 3_c_) osv., som kalles strukturer av høyere orden. Slike strukturer har stor porøsitet, som kan være opptil 60-80% av den totale massen, noe som ikke kan forekomme i løs jord.
Fig. 3. Strukturen til bunden jord
Porøsitet og porøsitetskoeffisient
Jordens porøsitet defineres som forholdet mellom porevolumet og jordens totale volum (fig. 4).
Fig. 4. Jordens porøsitet og porøsitetskoeffisient
Hvis vi betegner med
- Vp = porevolumet i jorden
- Vm = volumet av faste partikler
- V = det totale jordvolumet,
jordporøsiteten n er per definisjon
n = VP / V = VP / (VP + Vm),
henholdsvis i % av jordens samlede volum
n = 100 * VP / (VP + Vm) %.
Jordens porøsitetskoeffisient defineres som forholdet mellom porevolumet og volumet av de faste partiklene:
e = VP / Vm.
Av formelen for porøsiteten n har vi:
nVP + nVm = VP, hvorav Vm = VP(1-n) / n.
Ved å sette denne verdien inn i uttrykket for e får vi
e = n / (1-n).
Av denne ligningen får vi
e - ne = n; n = e / (1 + e).
Porøsitetskoeffisienten viser jordens tetthet. Jo større koeffisienten e er, desto lavere er jordens tetthet, og omvendt. Dersom en komprimerbar jord setter seg under belastning, kan setningens størrelse Δ_h_ bestemmes ved hjelp av porøsitetskoeffisienten før og etter setningen.
La oss betrakte et lag av komprimerbar jord med tykkelse h (fig. 5_a_). Hvis dette laget belastes, vil det synke med høyden Δ_h_, slik at tykkelsen på grunn av belastningen reduseres til h1. Følgelig
Δ_h_ = h – h1.
Ettersom setningen i komprimerbar jord skjer på bekostning av porene, fordi faste partikler praktisk talt er ukomprimerbare, og også vannet, dersom jordens porer er delvis eller helt fylt med det, kan denne setningen skjematisk framstilles på fig. 5_b_.
Fig. 5. Setning Δh av et komprimerbart jordlag med tykkelse h under belastning
Hvis vi betegner den tenkte høyden h0 til laget av faste partikler uten porer, kalt redusert høyde, kan vi uttrykke setningen Δ_h_ i forhold til den reduserte høyden h0 ved forholdet:
Hvis vi betrakter et jordlag med bredde og lengde lik én, vil høydene h, h1 og h0 representere volumer, og derfor er
der e er porøsitetskoeffisienten før, e1 etter setning. Av det foregående fås setning
Δ_h_ = h0 (e-e1).
Setningen kan uttrykkes i forhold til laghøyden h før setning dersom vi erstatter verdien av den reduserte høyden h0:
h0 = h – nh = h (1-n) = h / (1+e),
siden n = VP / V = VP / h_,_ hvorav VP = nh.
Dermed får man
De enkelte jordtypene har følgende gjennomsnittlige verdier for porøsitet n og porøsitetskoeffisient e:
Jordfuktighet
Typer vann i jorden
Vann i jorden opptrer som vann i porene mellom de faste partiklene, det såkalte porevannet, deretter som adsorbert vann på de faste partiklene og som konstitusjonsvann.
Porevann består av fritt vann mellom faste partikler, hvis bevegelse skjer etter Darcy-loven, deretter gravitasjonsvann, som beveger seg under gravitasjonens virkning ovenfra og ned i alle retninger, men ikke etter Darcy-loven, kapillærvann som beveger seg under kapillærkrefters virkning, og vann med overflate spenning, som holdes fast av overflatespenningen i hjørnene mellom jordens faste partikler og også kalles vinkelporevann. Alt dette vannet kan fullstendig fjernes ved å tørke jorden ved en temperatur på 110oC.
Adsorbert vann er vannet som omslutter de faste partiklene, som det er bundet til ved molekylære krefter. Dette er den såkalte vannfilmen, hvis tykkelse ligger på 6-80 µµ (1µµ=10-6 mm, milimikron). Virkningen av adsorbert vann på grovere partikler er ubetydelig, men jo finere partiklene er, desto større er virkningen, fordi den totale partikkeloverflaten øker og dermed også forholdet mellom adsorbert vann og faste partikler i enhetsvolumet av jorden. Dette vannet kan bare delvis fjernes ved tørking ved 110oC.
Konstitusjonsvann er kjemisk bundet i krystallene til mineralene i jordens faste partikler. Dette vannet finnes i meget liten mengde og kan ikke fjernes ved tørking av jorden. Derfor kan dette vannet betraktes som en integrert del av den faste partikkelen.
Vannmengden i jorden
Per definisjon er vannmengden i jorden eller jordfuktighet forholdet mellom vekten av vannet som finnes i jorden og vekten av de faste bestanddelene. Etter vannmengden i jorden skiller man mellom tre tilfeller: jord fullstendig mettet med vann, jord delvis mettet med vann og helt tørr jord.
Jorden fullstendig mettet med vann
Hvis vi betegner jordens porøsitet med n, romvekten til alle partikler med γs og vannets romvekt med γw, kan vanninnholdet i mettet jord wZ uttrykkes ved følgende ligning
Jord delvis mettet med vann
Hvis vi betegner med Ww vekten av vannet som finnes i jorda, og med Wd vekten av de faste partiklene, altså jordens tørre vekt, så er jordfuktigheten w
w = Ww / Wd , altså i prosent av jordens tørrvekt: w = 100 Ww / Wd.
I dette tilfellet kan jordfuktigheten uttrykkes ved fuktighetsgraden Sr, som representerer forholdet mellom den faktiske vekten av vann i jorden og vekten av vann i den samme jorden som ville være der dersom alle porer var fylt med vann, hhv. til vekten av vann i mettet jord:
dvs. for _γ_w = 1,00 Sr = w*γs / e.
Grenseverdiene for fuktighetsgrad er:
- for helt tørr jord w = 0; Sr = 0
- for fullstendig mettet jord w = e/γs; Sr = e/γs * γs / e = 1,0.
Fig. 6. Jordprøve delvis mettet med vann
Metningsgraden (som noen ganger også kalles metning eller fuktighetsgrad) uttrykkes også som forholdet mellom volumet av porer fylt med vann og det totale porevolumet (fig. 6):
Sr = V2 / V1
hvor V2 er porevolumet fylt med vann, V1 det totale porevolumet fylt med vann, luft og gasser. Hvis w er jordens fuktighet i % av tørrvekten av jorden Wd, så har vi
V2 * γW = w Wd, hvorav V2 = w Wd / γw.
På den annen side har vi at V1 = V – Vd, og siden Vd * γs = Wd, er det
Vd = Wd / γs og V1 = V – Wd / γs.
Dermed vil jordas metningsgrad Sr være
henholdsvis i prosent av tørrvekten av jorden
Jorden helt tørr
I dette tilfellet er w = 0. Alt porevannet er fjernet, mens det adsorberte vannet bare er delvis fjernet, dvs. vannfilmen finnes fortsatt, men tykkelsen er redusert.