毛细现象
毛细现象的出现
如果将一根狭长的玻璃管浸入盛有静止无流动水的容器中，管内的水面将上升到比容器内水位 N 高 hk 的位置，而管内水面将形成弯月面 m（图 1_a_）。管越窄，水的毛细上升高度 hk 就越大。
水的毛细上升归因于弯月面 m 的上拉力，并用水分子与玻璃分子之间的分子间吸引力，以及窄管壁与水面之间的表面张力来解释。
在玻璃管壁与水面接触处，毛细力 R 作用于弯月面 m 表面的切线方向，其值以单位长度上的重量表示，单位为 p/cm。将力 R 分解为与管壁表面平行的分力 J 和垂直于管壁的分力 P，即可得到弯月面的上升力（图 1_a_）： J = R cosα。
力 R 与墙面所成的角度 α 称为 毛细角，其值范围从 0 到 90O。如果毛细管中的水及其管壁完全洁净，则 α=0，弯月面为半圆形，上升力 J = R 达到最大（图 1_b_）。如果水中含有脂肪或有机酸，或者管壁有油污，则 α = 90°，不会形成弯月面，因此也不会发生水的毛细上升。
图 1。水的毛细上升与毛细力的作用
上升力 J = R cos α 可由平衡条件得出，即在半径为 r 的整个弯月面周边上，总上升力 J 支撑着管内高度为 h__ₖ 的水柱：
R cos α · 2π_r_ = π_r_² h__ₖ γ__w
其中 γ__w 为水的容重。
由前述方程得到上升毛细力：
R cos α = (r · h__ₖ · γ__w) / 2
即毛细上升高度：
h__ₖ = (2_R_) / (r · γ__w) · cos α [cm].
温热的毛细水在毛细管中的上升高度比冷水更高，这是由于其黏度更大。因此，在相同毛细上升高度 h__ₖ 下，温热毛细水的力 R cos α 小于冷水。根据在各种水温 t 下、其他条件完全相同的试验，得到如下上升力 R cos α 的数值：
| t = | 0° | 10° | 20° | 40° |
|---|---|---|---|---|
| R cos α = | 0,0756 | 0,0742 | 0,0727 | 0,0695 p/cm |
毛细管中的水承受拉应力，因为力 R cos α 将其向上提起，而重力则将其向下拉。然而，毛细管壁在毛细力 R 的作用下承受压应力。
土中的毛细现象
土体中也存在毛细作用，其中毛细管形成孔隙，并在各个方向上彼此连通。土越细粒，孔隙越细，毛细上升高度就越大。该高度还取决于土的结构。不过，土中的孔隙大小可以不同，在这种情况下，毛细上升高度也不同。如果毛细水在上升时到达“较宽的地方”，即遇到比在该高度上对应于较窄孔径的上升力所允许的更大的孔隙，那么后续的毛细上升就取决于那个较大孔隙的尺寸。在这种情况下，我们有 主动毛细上升高度 h__ₖₐ，它取决于最大孔隙。相反，当地下水位下降时，毛细水从上往下下降并遇到“较窄的地方”时，它就会停留在该深度，不再继续下降。在这种情况下，我们有 被动毛细高度 h__ₖₚ，它取决于最小孔隙。
根据土壤的孔隙性和结构，可分为_封闭型_和_开放型毛细水_。
封闭毛细水 与地下水位有关，上升时会把空气推向土体上部区域。因此，上部区域中的空气含量增加，从而孔隙中的气压也增加。由此形成的气压会抵抗毛细上升，因此毛细上升高度较小。这种情况发生在地下水位正上方的较低土层中，这里孔隙很细，毛细上升时水会完全充满所有孔隙。
开放毛细水 也与地下水位面有关，但位于充满空气的孔隙旁。这种情况发生在土体上部，在那里孔隙大小不一，因此水只会完全充满细小孔隙，而相邻较大的孔隙中则存在空气。在毛细上升过程中，水将细小孔隙中的空气挤入相邻较大的孔隙中，因此在毛细管中水柱上方的上部区域不会形成空气压力，故开放毛细水上升的高度比封闭毛细水更高。
存在封闭式或开放式毛细水的区域，可根据土中的含水量 w 来确定。
在封闭毛细水状态下，所有孔隙都被水充满，这意味着土中的含水量 w = wZ，也就是说饱和度 S__ᵣ = 1,0。
在开放型毛细水中，细孔完全被水充满，而较大的孔隙则部分被水占据，其中包括包覆固体颗粒的水膜和位于固体颗粒接触处的角隅水（图 2），其余部分为空气，因此在这种情况下 w < wZ，即 S__ᵣ < 1,0。
各类土壤的毛细上升高度 h__ₖ 通过实验室试验确定。各类土壤的平均 h__ₖ 取值范围如下：
| 土壤类型 | hₖ |
|---|---|
| 细砂 | hₖ = 0,05 - 0,5 m |
| 粉尘 | hₖ = 0,5 - 5,0 m |
| 黏性土 | hₖ = 5,0 - 15,0 m |
| 黏土 | hₖ = 15,0 - 50,0 m 及以上 |
图 2。 水膜与角隅表面水
在土中，毛细力 R 通过对固体颗粒施加压力而起作用，从而在颗粒之间形成所谓的 表观黏聚力，它表现为固体颗粒之间的一种结合力。然而，表观黏聚力只存在于土中孔隙内仍有毛细上升水存在的期间。将土壤浸入水中时，孔隙被水饱和，表观黏聚力便不再存在。
表观黏聚性是指：细砂在干燥状态下是松散的，而在潮湿状态下会获得一定的黏结性，因此可以塑形，而干砂则无法做到。
众所周知，在海滩上被海浪浸湿的沙子（前提不是淤泥或粉尘）承载力很好，可以在上面骑自行车或开汽车；而稍远一些、海浪到达不了的地方，同样的沙子处于干燥状态，车轮会陷进去，因此任何行驶都不可能。
透过性
水流通过渗透性介质
让我们观察连通容器 A, B, C, D, 和 E（图 3），其中从 a 到 b、长度为 L 的一部分填充了可渗透材料，例如砂子。若向连通容器的一端注入水至液位 N₁，则连通容器中的水位会不同，即会随着水流经过路径长度的增加而降低。
图 3。 水流通过可渗透介质
当滤器前方达到水柱高度 h₁ 时，滤器后方将为 h₂。此时 N₁ 与 N₂ 的水位差为：
h = h₁ − h₂
差值 h 表示损失的静水压力，它被用于克服水流通过过滤层时的阻力。法国学者达西早在 1856 年就确定了这一现象。当时他还提出了用于计算水流通过可渗透介质速度的下列公式：
V = k × (dh/dL) = ki
在哪里：
- V = 水流通过可渗透介质的流速，[cm/sec]，
- k = 渗透系数，取决于土的性质 [cm/sec]，
- dh = 当高度 h 被分成许多薄层 [cm] 时得到的长度，
- dL = 当将长度 L 按与高度 h 相同的份数分割时所得的长度，[cm]。
比值 dh/dL = i 是下沉中损失的高程与水流路径长度之比，称为 水力坡降、水力梯度，或者也称为 测压计坡度。 这个最后的名称来源于管 B、C 和 D，它们称为 测压管。前述公式称为水流通过滤层的达西定律。
在一定时间 t 内通过截面积 A 的过滤器的总水量 q 为
q = kAti,
由此可见
k = q / (Ati)，即 k = qL / Ath，
其中 i = h / L = 长度 L 上的水力坡降（如果它是直线的）。
系数 k 表示土壤在温度 10°C 下的渗透性。
k = V / i [cm/sec]
水流通过土体的速度可由下式求得
V = q / A [cm/sec],
其中 q = 每秒通过土体的水量，单位为 cm³，温度为 10°C， A = 水流通过的土体截面积，[cm²]。
达西定律适用于层流水流，即平稳、无涡旋的低速流动。
滤速 V 是水通过土体的平均运动速度，它并不对应于实际的水流速度，后者更大。水流通过滤层时，相同的渗降元素 dh 往往对应于不同的水流路径长度 dL，因此水力坡降在土体的不同点之间是变化的。
土的渗透性取决于其中孔隙的大小。如果对土施加荷载，孔隙会减小，渗透性也随之降低。因此，对于同一种土，渗透系数 k 与孔隙度大小，即与其孔隙比 e 成正比。然而，对于不同类型的土，用孔隙比 e 表示的孔隙度不能作为渗透性的衡量标准，因为这种渗透性与其说取决于土的总体孔隙度，不如说取决于其中孔隙的大小。例如，孔隙度为 e = 0,25 的砾砂，具有很大的渗透性，k = 2–3 cm/sec；而软黏土的孔隙度为 60%，孔隙比 e = 1,50，其渗透性很小，k = 10_⁻⁶ 到 10⁻_¹¹ cm/sec。
渗透系数 k 可通过 计算方法、实验室 和 现场试验 来确定。
通过计算确定系数 是基于土体的粒度组成。确定系数 k 时，假定土颗粒为球形，这与实际情况不符，尤其对黏性土而言更是如此。因此，以这种方式确定的系数 k 数值不应视为准确。
采用实验室试验确定系数 k 最为普遍，且是在未扰动土样上进行的。然而，以这种方式确定的系数 k 的准确性取决于多种因素，例如，进行试验的样品在多大程度上代表土中的渗透层，以及样品在试验装置中的未扰动状态和试验实施方式。通过对足够数量、能够代表该土体的样品进行试验，在现场于试验装置本身的圆筒中取样，并采用适当的试验方法，可以得到近似准确的系数 k 值，可作为令人满意的数值使用。
通过现场试验确定系数 k 能得到最准确的数值，因为它与土体的组成和层理状况完全一致。然而，这种确定系数 k 的方法耗时较多且费用高，因此很少采用，只在其精确数值必不可少时才进行。
根据我国基础工程规范，认为具有以下渗透系数的土壤：
- k < 10_⁻_¹¹ 厘米/秒 —— 几乎不透水
- k < 10_⁻_⁹ — 透水性很低
- k < 10_⁻_⁷ — 低渗透性
- k < 10_⁻_⁵ — 中等透水性
- k < 10_⁻_³ — 渗透性更强
- k > 10_⁻_³ — 极易渗透