Jordens struktur

Med jordens struktur avses fastfasens fördelning i jordmassan. Som bekant består jord av fasta partiklar och porer fyllda med vatten, luft eller vattenånga, oftast delvis luft och delvis vatten. Jordens struktur bestäms av fördelningen av de fasta partiklarna i jorden. Strukturerna hos löst och bundet jordmaterial skiljer sig väsentligt från varandra.

Strukturen hos löst jordmaterial

Strukturen hos icke sammanhållen jord uppstår under gravitationens inverkan. De fasta partiklarna i denna jord är grövre och faller nedåt, de sedimenterar under gravitationens verkan, medan intermolekylära attraktionskrafter mellan sådana partiklar saknas eller är obetydliga och övervinns av gravitationen. Därför lägger sig de fasta partiklarna i icke sammanhållen jord bredvid varandra och upptar det fria utrymmet mellan de staplade partiklarna (fig. 1_a_). Om partiklarna i icke sammanhållen jord är ungefär runda och av samma storlek, vilket kan vara fallet för sand med jämn sammansättning, kan strukturen vara mest kompakt (fig. 1_b_) eller mest gles (fig. 1_c_), beroende på hur de fasta partiklarna är ordnade i jorden. Den mest kompakta strukturen motsvarar den största möjliga packningsgraden hos icke sammanhållen jord och dess porositet är nmin=26%. Den mest glesa strukturen motsvarar den minsta möjliga packningsgraden hos icke sammanhållen jord och dess porositet är nmax=48%. Så har till exempel löst dynsand n=47%.

Sedimentation av partiklar i icke bundna jordar under inverkan av gravitation

Den tätaste och glesaste strukturen hos icke-bundet jordmaterial

Fig. 1 Strukturen hos lös jord

Om en lös jordart har korn av olika storlek, så att de finare partiklarna fyller hålrummen mellan de grövre (fig. 2), är jordens porositet betydligt mindre (n=20% och mindre).

Strukturen hos icke-bunden jord med olika kornstorlek

Fig. 2. Strukturen hos icke sammanhållen jord med olika kornstorlek

Strukturen hos bundet jordmaterial

I kohesiv jord är strukturen annorlunda än i icke-kohesiv jord. I kohesiv jord uppträder kohesionskrafter, som är starkare än gravitationskraften hos små partiklar och får dem att klibba samman vid kontaktytorna. Därför faller dessa partiklar inte ned i ordning, utan förblir hopklibbade ovanpå varandra och intill varandra (fig. 3_a_), och bildar därigenom en kedjeformad nätstruktur (fig. 3_b_), fjällig (fig. 3_c_) osv., vilka kallas strukturer av högre ordning. Sådana strukturer har stor porositet, som kan uppgå till 60-80% av den totala massan, vilket inte kan förekomma i icke-kohesiv jord.

Strukturen hos kohesiv jord

Fig. 3. Strukturen hos bunden jord

Porositet och porositetstal

Jordens porositet definieras som förhållandet mellan porvolymen och jordens totala volym (fig. 4).

Jordens porositet och porositetstal

Fig. 4. Jordens porositet och porositetstal

Om vi betecknar med

  • Vp = volymen av porer i jorden
  • Vm = volymen av fasta partiklar
  • V = den totala jordvolymen,

jordens porositet n är per definition

n = VP / V = VP / (VP + Vm),

det vill säga i % av jordens totala volym

n = 100 * VP / (VP + Vm) %.

Jordens porositetstal definieras som förhållandet mellan porvolymen och volymen av de fasta partiklarna:

e = VP / Vm.

Ur formeln för porositet n har vi:

nVP + nVm = VP, varav Vm = VP(1-n) / n.

Genom att ersätta detta värde i uttrycket för e får vi

e = n / (1-n).

Ur denna ekvation får vi

e - ne = n; n = e / (1 + e).

Porositetskoefficienten visar jordens täthet. Ju större koefficienten e är, desto mindre är jordens täthet och tvärtom. Om en kompressibel jord under belastning sätter sig, kan sättningens storlek Δ_h_ bestämmas med hjälp av porositetskoefficienten före och efter sättningen.

Låt oss betrakta ett lager komprimerbar jord med tjockleken h (fig. 5_a_). Om detta lager belastas, kommer det att sätta sig med höjden Δ_h_, så att dess tjocklek till följd av belastningen minskar till h1. Följaktligen

Δ_h_ = h – h1.

Eftersom sättningen hos kompressibel jord sker på bekostnad av porerna, då de fasta partiklarna praktiskt taget är inkompressibla, liksom vattnet om jordens porer är delvis eller helt fyllda av det, kan denna sättning schematiskt visas i fig. 5_b_.

Sättning Δh av ett kompressibelt jordlager med tjockleken h under belastning

Fig. 5. Sättning Δh av ett kompressibelt jordlager med tjockleken h under belastning

Om vi betecknar den tänkta höjden av ett lager fasta partiklar utan porer med h0, kallad reducerad höjd, kan vi uttrycka sättningen Δ_h_ i förhållande till den reducerade höjden h0 med relationen:

Förhållandet mellan sättning Δh och reducerad höjd h₀

Om vi betraktar ett jordlager med bredd och längd lika med en enhet, då representerar höjderna h, h1 och h0 volymer, och således är

Samband mellan porositetskoefficienter före och efter sättning

där e är porositetskoefficienten före, e1 efter sättningen. Av det föregående erhålls sättningen

Δ_h_ = h0 (e-e1).

Sättningen kan uttryckas i förhållande till lagrets höjd h före sättningen om vi ersätter värdet av den reducerade höjden h0:

h0 = h – nh = h (1-n) = h / (1+e),

eftersom n = VP / V = VP / h_,_ varav VP = nh.

Därav erhålls

från 3

Olika jordarter har följande genomsnittliga värden för porositet n och porositetstal e:

Genomsnittliga värden för porositet och porositetstal för olika jordarter

Jordfuktighet

Olika typer av vatten i jorden

Vatten i jorden förekommer i form av vatten i porerna mellan de fasta partiklarna, s.k. porvatten, vidare som adsorberat vatten på de fasta partiklarna och som konstitutionsvatten.

Porevattnet består av fritt vatten mellan fasta partiklar, vars rörelse sker enligt Darcys lag, därefter gravitationvatten, som rör sig under gravitationens inverkan uppifrån och ned i alla riktningar, men vars rörelse inte sker enligt Darcys lag, kapillärvatten som rör sig under inverkan av kapillärkrafter och vatten med ytspänning, som hålls kvar av ytspänningen i vinklarna mellan jordens fasta partiklar och även kallas vinkligt porvatten. Allt detta vatten kan helt avlägsnas genom att jorden torkas vid en temperatur av 110oC.

Adsorberat vatten är det som omger fasta partiklar, vilka det är bundet till genom molekylära krafter. Detta är den s.k. vattenfilmen, vars tjocklek varierar 6-80 µµ (1µµ=10-6 mm, milimikron). Adsorberat vattens inverkan på grövre partiklar är obetydlig, men ju finare partiklarna är desto större blir dess inverkan, eftersom partiklarnas totala yta ökar och därmed också förhållandet mellan adsorberat vatten och fasta partiklar i enhetsvolymen jord. Detta vatten kan endast delvis avlägsnas genom torkning vid 110oC.

Konstitutionsvatten är kemiskt bundet i mineralernas kristaller i jordens fasta partiklar. Detta vatten förekommer i mycket liten mängd och kan inte avlägsnas genom att jorden torkas. Därför kan detta vatten betraktas som en beståndsdel av den fasta partikeln.

Vattenmängd i jorden

Per definition är vattenhalten i jorden eller jordens fukthalt förhållandet mellan vikten av det vatten som finns i jorden och vikten av dess fasta beståndsdelar. Beroende på vattenmängden i jorden skiljer man mellan tre fall: helt vattenmättad jord, delvis vattenmättad jord och helt torr jord.

Jord helt vattenmättad

Om vi betecknar jordens porositet med n, γs volymvikten för alla partiklar och γw vattenets volymvikt, kan mättad jords vattenkvot wZ uttryckas med följande ekvation

Fuktekvation för helt vattenmättad jord

Marken delvis vattenmättad

Om vi betecknar med Ww vikten av det vatten som finns i jorden, och med Wd vikten av de fasta partiklarna, dvs. jordens torrvikt, då är jordens fuktighet w

w = Ww / Wd , det vill säga i procent av jordens torrvikt: w = 100 Ww / Wd.

I detta fall kan jordens fukthalt uttryckas med fuktighetsgraden Sr, som utgör förhållandet mellan den faktiska vikten av vatten i jorden och vikten av det vatten som samma jord skulle innehålla om alla porer vore fyllda med vatten, dvs. i förhållande till vikten av det vattenmättade jordens vatten:

Ekvation för fuktighetsgrad hos delvis mättad jord

dvs. för _γ_w = 1,00  Sr = _w*γs / e.

Gränsvärden för fuktighetsgraden är:

  1. för helt torr jord w = 0; Sr = 0
  2. för helt vattenmättad jord w = e/γs; Sr = e/γs * γs / e = 1,0.

Jordprov delvis mättat med vatten

Fig. 6. Jordprov delvis vattenmättat

Mättnadsgraden (som ibland också kallas mättnad eller fukthalt) uttrycks även som förhållandet mellan volymen porer fyllda med vatten och den totala porvolymen (fig. 6):

Sr = V2 / V1

där V2 är volymen av porer fyllda med vatten, V1 den totala volymen av porer fyllda med vatten, luft och gaser. Om w är jordens fuktighet i % av torrjordens vikt Wd, har vi

V2 * γW = w Wd, varav V2 = w Wd / γw.

Å andra sidan har vi att V1 = V – Vd, och eftersom Vd * γs = Wd, så är det

Vd = Wd / γs och V1 = V – Wd / γs.

Därmed kommer jordens mättnadsgrad Sr att vara

Ekvationen för markens mättnadsgrad Sr

eller i procent av jordens torrvikt

Mättnadsgrad för jord Sr i procent av jordens torrvikt

Marken helt torr

I detta fall är w = 0. Allt porvatten har avlägsnats, medan det adsorberade vattnet endast delvis har avlägsnats, dvs. vattenfilmen finns fortfarande kvar, men dess tjocklek har minskat.