土的成分都有哪些

　　土壤由固相、液相和气相等三相物质四种成分有机地组成，土的物质成分包括粒度成分、矿物成分和液相成分。粒度成分和矿物成分，即固相，是土的主要成分，称为土的骨架。液相，即土壤水分或溶液。土颗粒间的孔隙可被液体或气体充填，完全被水充满时，形成二相体系的饱水土，性质柔软。完全被气体充满时，则形成二相体系的干土，其性质有的松散，有的坚硬。土的孔隙中有液、气体共存时，则形成湿土，其性质介于饱水土和干土之间，属三相体系。土的结构是土的存在形式，是土中矿物颗粒的相互关系。土的结构特征除土颗粒的大小、形状、表面特性及粒度级配特征外，还包括颗粒间的排列与集合关系、孔隙的大小、颗粒间联结的特点等。

泥土是复杂的混合物，各地泥土的成份不尽相同。但组成这些泥土的元素，无非是氧、硅、钙、铝、铁等，大多数以硅酸盐的形态存在。

由于自然条件的不同，这些元素可以形成不同的土壤。以形态分类有沙土、壤土、粘土。以位置分有表层土、心层土和底层土。按照土壤特征有灰化土、棕壤、黄壤、红壤、赤红壤、灰钙土、棕钙土、黑壤等等。

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泥土具有胶体特性主要为极细微的粘土矿物,包括成分简单的含水氧化物和成分复杂的各种次生层状铝硅酸盐类等，主要包括水化程度不等的铁,铝,硅的氧化物

(1)含水氧化硅

是一种非晶质的凝胶,其化学式为SiO2·nH2O或写成H2SIO3

(2)含水氧化铁

主要有:

褐铁矿 2Fe2O3·3H2O

针铁矿Fe2O3·H2O

多水针铁矿3FeO3·4H2O

一水赤铁3Fe2O3·H2O等

(3)含水氧化铝

主要有水铝石Ai2O3·H2O和三水铝石Al2O3·3H2O等,也是两性胶体,其电性决定于溶液的酸碱性

(4)粘土矿物胶体

土壤中最主要的粘土矿物有高岭石,伊利石,蒙脱石,还有蛭石,绿泥石,水铝英石等其中：

①高岭石

化学式为Al2Si3O5(OH)4或Al2O3·2SiO2·2H2O,是矿物强烈风化作用下的产物

②伊利石(水化云母)

是云母分解向蛭石和蒙脱石过渡的中间产物是干旱,半干旱地区土壤中的主要粘土矿物

③蒙脱石

是由基性火成岩在微碱性环境下风化而成的

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（一）非耕作土壤中的硒

为研究非耕作土壤中的硒，专门进行剖面测量。剖面沿线发育有砂土、褐土、灰钙土、和草甸土4种土壤类型（表3-3）。砂土的母质一般为冲积层，灰钙土母质多为冲积层＋风积层，而褐土和草甸土则主要是坡残积母质层。草甸土呈黑色或灰褐色，分布于分水岭附近及北侧低山丘陵坡地，母质层原岩多为石英斑岩、流纹岩等，在原地风化剥蚀后形成土壤。一般在岩石出露的地方土层较薄，在地势低洼的地方土层较厚。但不论厚薄，这种草甸土都能划分出ABC三层，含有机物的腐殖层通常在10～20cm左右，A层土的pH值为7～8。褐土分布于分水岭两侧特别是北侧高原平原上的丘陵岗地，大多不在剖面范围中。其母质层多为中基性安山岩类岩石，土层较薄，A层土壤不太发育，pH值76～86。灰钙土分布于分水岭北侧山丘之间开阔的谷地中，成土母质为厚达数米的黄土层＋冲积层，有较薄的A层，pH值7～82,BC层则较难区分。这种灰钙土是分水岭北侧特有的类型。砂土则在分水岭两侧都有出现，主要产于河滩及一二级阶地上。在分水岭北侧地势平坦、河流不发育、现有河流流量小、流速缓，两侧无阶地；而分水岭南侧则经常出现河谷阶地，因而形成“U”形谷地貌。砂土一般呈褐灰**，土层厚薄不等。阶地上的砂土较厚，分异较好。河滩砂土较薄，分异较差，A层不发育或较薄，土质差，肥效低，pH值8～9。

表3-3　不同母质来源的土壤硒含量分布

注：Ar：太古宙变质岩，J2：中侏罗世中基性火山岩，J3：晚侏罗世酸性火山岩，γ4：印支期花岗岩，Q：第四系沉积物。

在东剖面（A）（图3-3）中，土壤硒含量在分水岭两侧呈现明显不同的变化趋势。分水岭南侧，土壤硒含量较低，在68～151ng/g之间变化，总体上分布平缓、起伏不大。其中，虎龙沟至清泉堡一段为“V”形谷地，河流为山间小溪，冲积层对土壤贡献不大，河流两侧土壤以坡残积的褐土为主，由中侏罗系玄武安山岩坡残积层发育的2个褐土样品和太古宇黑云斜长片麻岩发育而成的1个褐土样品硒含量分别为129、151和129ng/g；清泉堡—猫峪一段，河流已发展成二级或三级较成熟河段，冲积层十分发育，河流两侧或一侧出现一、二级阶地，剖面沿线为冲积层形成的砂土，硒含量变化范围为68～91ng/g。分水岭北侧从南厂直至后平头梁都是低山丘陵盆地地形，硒含量起伏变化较大。其中，在南厂—干水河一段大部分是冲积＋风积黄土母质层发育的灰钙土或砂土，只有南厂附近的13号点为火山岩残坡积层发育的草甸土。6个灰钙土样品硒含量为111～319ng/g，呈锯齿状分布，一个砂土样品硒含量为209ng/g，一个草甸土样品硒为209ng/g。前韭菜沟—韭菜沟一段为草甸土，三个样品硒含量分别为223、185、140ng/g，韭菜沟—后平头梁一段是风成黄土形成的灰钙土和冲积层形成的砂土，两个灰钙土样品硒含量为326和167ng/g，一个砂土硒含量为351ng/g。

在西剖面（B）（图3-4）中，土壤硒呈锯齿状分布，但含量起伏变化不大。其中分水岭南侧坝顶—板申图以北为晚侏罗系流纹岩和石英斑岩残坡积层发育的黑色草甸土，5件样品硒含量范围为113～207ng/g。板申图—海流图间为地势较宽阔的河流滩地，砂土土壤，其母质为来自上游石英斑岩、流纹岩和花岗岩为主的碎屑物质，8件样品硒含量范围为82～180ng/g。北侧分水岭—阿不太沟为黑色草甸土，4件样品硒变化范围为145～196ng/g。阿不太沟—战海一段为黄土＋冲积土发育的灰钙土和砂土，4件样品硒含量为50～188ng/g。战海—许家营北坡为草甸土，3件样品硒含量为89～140ng/g。许家营北坡—许家营为河滩砂土，2件样品硒含量为87～116ng/g。

图3-3　猫峪—后平头梁地质地球化学素描图（A剖面）

1—Q第四系沉积物；2—J3下侏罗统酸性火山岩；3—J2中侏罗统中基性火山岩；4—Ar太古宇变质岩；5—γ5燕山期花岗石；6—土壤；7—水系沉积物；8—岩石

图3-4　海流图—许家营地地质地球化学素描图（B剖面）

1—Q第四系沉积物；2—J3下侏罗统酸性火山岩；3—J2中侏罗统中基性火山岩；4—γ4印支期花岗岩；5—岩石；6—土壤

由以上2条剖面土壤硒的分布可以看出（表3-3），①草甸土硒值有两个范围，由中侏罗系中基性火山岩发育的草甸土硒含量范围为89～140ng/g，略低于由晚侏罗系酸性火山岩和第四系冲积物、黄土演变而来的草甸土（其硒含量变化范围为140～223ng/g）；②中酸性火山岩、花岗岩和黑云斜长片麻岩等，虽然时代不同，但岩石成分相近，岩石硒含量也较相近，由它们形成的褐土硒含量也大多相近，范围为129～151ng/g；③由酸性火山岩、冲积层＋黄土形成的灰钙土硒含量在52～351ng/g之间变化，呈锯齿状分布，可能与黄土和冲积土的成分复杂有关；④河流冲积砂土硒含量变化较大，其中由古老变质岩系和第四系发育而成的砂土硒含量偏低，范围为68～91ng/g，而由火山岩、侵入岩和第四系作用形成的其他几种砂土的硒含量交替变化，范围为82～180ng/g。除部分砂土外，大部分砂土硒含量都低于本区其他土壤类型。

（二）耕作土壤中的硒

耕作土壤中硒的含量变化范围为43～263ng/g，算术平均值是136ng/g。其中硒含量最低的样品来自非克山病村板申图，硒含量最高的样品来自重克山病村后平头梁。累积频度图中累积频度曲线节点显示，低硒人群组的累积频度占29%，中硒含量人群组的累积频率占41%，高硒含量人群组的累积频率占30%。与人群硒分布趋势大致吻合（图3-5）。

图3-5　土壤全硒含量累积频度分布图

从不同发病率的克山病采样组中土壤硒含量的箱式分布图（图3-6）中可以看出，随着克山病发病率的降低（重克山病区→中轻病区→非病区），土壤硒含量平均值依次为179ng/g、133ng/g和97ng/g，呈现出明显降低的变化趋势。

将耕作土壤中硒的含量测定结果按不同的村组以箱式分布图形式展示于图3-7中。该图显示，在不同的克山病区内，不同的采样村硒含量也存在着一定的变化。其中，在重克山病组不同的克山病村硒含量变化范围为36～105ng/g，中克山病组不同的采样村含量变化范围为35～60ng/g，在非病组中的含量变化范围为26～77ng/g。由此也清晰反映出不同土壤类型对硒含量变化的影响。发育于侏罗纪火山岩和花岗侵入岩之上的中轻病村和非病村土壤硒含量都较低，而重病村土壤多为富有机质颜色较黑的草甸土，硒含量较高。

图3-6　不同克山病采样组间土壤硒含量箱式分布图

图3-7　不同采样村间土壤硒含量箱式分布图

（三）非耕作土与耕作土硒水平对比

调查发现克山病重病村和中病村耕作土有两种类型，一是在分水岭山脊附近的黑色草甸土（如坝顶、阿不太沟、平头梁），二是在低山丘陵之间开阔的河滩和谷地中的灰钙土和砂土（如后平头梁、干水河、战海、韭菜沟）。上述列举的重中病村的耕作土与2条剖面中的非耕作土类型是一致的。因此可以认为本区克山病中高检出率（＞1%）的村子的土壤类型主要是草甸土、灰钙土和砂土。它们可以看成是克山病高危险区的一种土壤环境背景。在虎龙沟—猫峪一带，近年也检出克山病病人（＜1%），其耕地在虎龙沟主要是低山坡地，以褐土为主，母质层是玄武安山岩和黑云斜长片麻岩的残坡积层；在清泉堡—猫峪一带，耕地为河滩阶地砂土，母质层来自黑云斜长片麻岩和安山岩的水系沉积物，它们同样与剖面测量的非耕作土类型一致。在板申图—石窑子—海流图一带，克山病检出率为0，当地耕作土与剖面非耕作土类型一致为河滩砂土，因此河滩砂土（无灰钙土）可视为轻—非克山病的土壤背景。

对比耕作土与非耕作土的硒含量水平发现，重中病村耕作土硒含量范围为63～263ng/g，而非耕作土的草甸土硒含量则为89～223ng/g，灰钙土111～326ng/g，砂土68～209ng/g；非病村耕作土硒含量在43～163ng/g之间变化，而非耕作河滩砂土硒含量则为82～180ng/g。由此可见，非病村两种土壤的硒含量变化较吻合，重中病村非耕作草甸土及灰钙土和砂土组合的硒含量均与耕作土较一致。对富硒草甸土提出一种可能的解释是：前韭菜沟—韭菜沟（图3-3）和许家营南坡（图3-4）都是未开垦的山地草甸土，由于长期的土壤分异和土壤成熟度增高，富含有机物的A层土壤相对于不含有机物的B层含硒量有较大增长（图3-8a），表明由C—B—A层，硒有一定的富集趋势（B—3点除外）。与耕作土相伴的非耕作草甸土（如阿不太沟、坝顶）A、B、C层硒分异不明显（图3-8b）。但需要特别指出的是处于分水岭顶端的B—13样点是远离耕地的山地草甸土，呈明显的强分异特征，虽然B—A富集方向不同于许家营南坡和韭菜沟，但它同样表明远离耕作区的耕作土的强烈分异趋势。由此看来，在耕作区的非耕作土（可能包括耕作土）由于弱的分异趋势，由A—B—C层硒含量特征变化不大，例如坝顶、阿不太沟等地。而远离耕作区的非耕作土，由于强的分异趋势，由C—B—A层硒含量呈明显增加趋势（例如韭菜沟、许家营南坡）。

图3-8　AB剖面土壤硒含量深度变化图

通常情况下，土壤硒的分异作用决定于土壤成分、粒度、氧化-还原电位、有机物含量等。对于灰钙土（图3-8c中A3—A14），土壤粒度变化不大，pH分布特征也不明显，由于土壤处于地势开阔的低洼处，氧化淋滤相对不是太强，以堆积作用为主，表层（A）有机物对硒也有一定的的吸附作用，大多数情况下形成C—B—A层富集趋势。在砂土深度剖面中（图3-8c中A1—A2,B1—B2）由下向上粒度变细，对硒的储存作用也由下向上增强，大多呈由C—B—A的弱富集趋势。图3-8b中，pH的分布无规律可循，它们对硒的影响亦不清楚，如果我们把所有草甸土的成分看成是一致的，土壤剖面粒度变化也是一样的，那么土壤分异作用强度主要由土壤有机质含量和氧化淋滤程度来判断。这样我们就将在图3-8b中看到分水岭最高点由于氧化淋滤作用大于有机质对硒的吸附作用而使B、C层硒含量急剧增高，分异作用明显。向两侧由于氧化淋滤变弱而有机质作用增强，两种作用抵消后，硒的分异变弱；但是随着A层增厚，有机质对硒的作用越来越强，而氧化淋滤越来越弱，A层硒的含量增高，B、C层硒含量减少，分异作用又变得明显，只是硒积累的方向发生了变化。在图3-3A剖面图中南部的土壤硒含量大多低于100ng/g，而北侧的硒含量大多位于111～324ng/g，且由南向北呈增高趋势，并在南厂—平头梁和韭菜沟—后平头梁形成两个锯齿状峰值区，克山病由南向北亦呈增加趋势，并在两个硒值高峰区有检出率高值与之对应。在图3-4B剖面图中大多数样点硒值都大于100ng/g，在坝顶和阿不太沟一带形成188～207ng/g的较稳定高值区。其克山病检出率高值也与之对应，其余各地检出率都较低或基本为零。这种情况与耕作土高—中—低硒同克山病重—中—低发病率的对应关系是一致的。

图3-9　土壤烧失量箱式分布图

HK—重克山病村；MK—中、轻病村；NK—非病村

（四）土壤硒分布与各种控制因素的关系

土壤烧失量（LOI）分析结果显示其含量变化范围为18%～117%，均值594%。其中最高含量样品来自克山病重病村后平头梁，该村的土壤硒含量也最高，且土壤颜色均为黑色。从土壤烧失量箱式分布图（图3-9）可以看出，由重克山病村→中、轻病村→非病村，土壤LOI烧失量总体上呈现明显的降低趋势。将各采样点土壤按四种不同颜色（黑色、褐黑色、黄褐色、**）加以分类，做出土壤烧失量与全硒含量散点图（图3-10）。图中明显看出，随着烧失量数值的增大，土壤硒含量增高，颜色最浅的黄土，烧失量和全硒含量最低；黑色土和褐黑色土的烧失量和全硒含量最高。

土壤颜色与烧失量可以定性地反映出土壤有机质含量的多少。为了准确说明土壤烧失量与有机质含量间的关系，我们从三组不同程度的克山病采样组中按全硒含量由低到高有代表性地选取15个土壤样品，测定土壤总有机碳含量。通常情况下，土壤有机质中约58%是有机碳。因此有机碳含量的高低可以近似代表有机质含量的多少。将土壤有机碳（TOC）含量和烧失量一起进行回归分析，结果表明二者间具有较好的线性相关关系（图3-11），其线性回归方程为：｛LOI}%=28{w（TOC）}%+137。这样烧失量数值的大小就反映了土壤有机质含量的高低。

图3-10　不同土壤颜色间LOI与全硒含量散点分布图

图3-11　15个土壤样品中有机碳和烧失量间的线性回归分布

为了解土壤中全硒含量的分布与各种控制因素的关系，选择与人体健康密切相关的Ca、Cu、Fe、Mg、Mn、V、Zn、Cd、Pb、Mo等元素和土壤参数LOI、pH进行多元素统计分析，其中Cd、Pb、Mo元素因含量较低且多低于检出限而未参加统计计算。各参数间的相关分析结果列于表3-4。分析表明，土壤硒的含量与土壤烧失量LOI呈正相关，相关系数为0761；与pH值呈弱的负相关，相关系数为－0416；与Cu-Fe-Mg-Mn-V这一基性超基性岩石组合呈正相关或弱正相关，相关系数为0474～0651。

表3-4　张家口土壤各参数间相关系数及含量均值统计表

注：所列相关系数值均在98%置信水平显著相关（除外），均值含量单位均为μg/g（pH值和已注明的除外）。

土的固相主要是由大小不同形状各异的多种矿物颗粒构成的，对有些土来讲除矿物颗粒外还含有有机质。

土壤是一种自然体，由数层不同厚度的土层所构成，主要成分是矿物质。土壤和母质的差异主要是表现在形态特征或物理、化学、矿物等性质。在工程方面土壤被认为是表岩屑(regolith)或是松动的岩石物质。这种解释严格来说并不正确：土壤是由母质(岩石），经过风化作用后所形成的，其特性与母质不尽相同。

土壤经由各种风化作用和生物的活动产生的矿物和有机物混合组成，存在着固体、气体和液体等状态。疏松的土壤微粒组合起来，形成充满间隙的土壤，而在这些孔隙中则含有溶解溶液（液体）和空气（气体） 。因此土壤通常被视为有三种状态 。大部分土壤的密度为1～2 g/cm³。地球上大多数的土壤，生成时间多晚于更新世，只有很少的土壤成分的生成年代早于第三纪。

扩展资料：

土的分类

地壳上的土，种类繁多，为便于研究与实际应用，可按土的工程性质近似地归类，粒度组成一直是土的分类的基本依据。世界上几个国家的土的粒组界限值见表。

按粒度，土首先分为颗粒直径大于0074毫米者占 50%以上的粗粒土和颗粒直径小于0074毫米者占50%以上的细粒土,粗粒土再细分的标准仍是粒度组成，颗粒直径大于 2毫米者占50%以上的为砾石类土，否则为砂类土。但细粒土的性质与粒度的关系不如其与水的关系密切，故世界各国普遍采用塑性指标作为划分细粒土的标准。分类方法是将实际测得的塑性指标值点在塑性图上,据其位置归类。此外，还有以地质成因或矿物成分为划分标准的分类法。

-土（科学术语）

-土（汉语汉字）

一般包括粒度成分、矿物成分和液相成分。

①粒度成分。土粒按粒径大小及其性质的近似性归并成粒组，用各粒组占总土重的百分数表示土的粒度成分。粒度分析结果用累积曲线图和分布曲线（柱状）图（图1、2）表示。据累积曲线可图解出d10、 d30、d50、d60等特征粒径值。d10为有效粒径，累积百分含量为10%的粒径，是土的有代表性的粒径，常用于计算潜蚀、透水性和毛细管性的经验公式中；d50为平均粒径，指累积含量为50%的粒径；d30、d60为限制粒径，指累积含量分别为30%和60%的粒径。此外，不均匀系数Cu=d60/d10和曲率系数 也是表示粒度成分的定量指标。分布曲线图中具有一个较窄的峰者，称单分散土；具有两个峰者，称双分散土；峰多而平缓者，称多分散土。

②矿物成分。土中的粗碎屑颗粒多由石英、长石、云母等原生矿物组成。原生矿物经风化，可溶物被溶蚀后形成不溶于水的次生矿物。其颗粒很细小(小于0001毫米),是构成粘土的主要成分，故称粘土矿物。主要代表性粘土矿物是高岭石、蒙脱石和伊利石。它们的比表面积大、阳离子交换吸附能力强，是控制粘性土产生塑性、膨胀性、收缩性等特殊性质的主要因素。

③液相成分。土中的液相成分通常不全是自由水。根据水分子的活动性可分为毛细管水、结合水、结构水等类型。结合水是土粒与水发生复杂物理－化学作用的产物。土粒表面常分布有具游离电价的原子或离子，它们能吸引极性水分子形成水化膜。在水化膜中直接与土粒相接触，并牢固被吸引的水称吸附结合水(强结合水)。远离颗粒表面的水构成浓差渗透吸附结合水(弱结合水)。结合水形成的形式如图 3。强、弱结合水构成土粒表面双电层的反离子层，其中弱结合水大体相当于扩散层。结合水的发育是决定粘性土工程性质的主要因素。土中存在一定数量的可溶盐(NaCl、Na2SO4、CaCl2)。土中的水是水溶液。粘土胶粒从介质水溶液中吸附和交换分子、离子的能力称土的吸附能力。吸附有物理吸附（无极性吸附）和物理－化学吸附（极性吸附）。后者对土的工程性质的形成和演化有重要影响。在自然条件下,土粒表面荷负电,故阳离子吸附最普遍。吸附阳离子可与其他阳离子按化学当量进行离子交换。 100克干土能吸附阳离子的最大量称交换容量,以毫克当量表示。粘土胶体通常呈两性胶体,在等电点以下荷正电，将吸附交换阴离子（Cl、PO婯等），在富含铝及水铝英石的粘土中常见此种情况。

双液注浆工法是以改良土壤为目的，一方面增加土质的强度，另一方面又可以达到止水堵漏的效果。经过近三十年的发展，此工法已经成为地基处理不可缺少的施工方法并已被广泛地利用。针对各种复杂的地层，根据工程的实际情况需要注入各种类型的注浆材料，就必须采用多种注浆工法，才能达到设计要求及预想的改良效果。虽然以改良土壤的强度和止水性能是地基处理的主要目的，但在实际施工过程中，都会遇到不同的问题而陷入困境。对于我们来说，地质改良的效果是第一位的，为使地层保持自然状态，仅仅使用水和土来达到改良效果是我们今后的研究方向。任何的工法都有自身的长处和短处，而双液注浆技术，比其它类型地基处理工法都有广泛地适用性，可以满足越来越复杂的地基处理工程的要求。由于浆液混合方式和注浆的方向性可随时调节，注浆材料的凝胶时间可以从瞬结到缓结，配比可任意搭配，以及能够实现定向、定量、定压注浆施工。悬浊液型及溶液型的浆液，能够解决不同地质条件的地基处理问题。随着城市建设发展的需要，地下地铁、电力隧道、热力隧道、山岭隧道、引水及排水工程等建设任务越来越繁重，以及堤坝、桥梁、道路、机场跑道等其它工业与民用建筑的发展，双液注浆技术作为地基处理方法的一种，将得到更广泛的应用。 土层注浆的目的包括堵水和加固两方面，是一种古老而又新型的地基处理方法。目前国内常采用的注浆施工方法多为静压注浆法。高压喷射注浆法。深层搅拌注浆法等。经多年工程实践，这些方法都取得了成功的经验，并总结出行之有效的工艺、工法。这些方法各有其特点和适用范围。我们借鉴国外先进技术，开发研究了双液注浆技术，并应用于工程实践取得了极好的成效。 双液注浆技术是采用钻机钻孔至预定深度后注浆。浆液有两种，即A液和B液。两种浆液通过端头的浆液混合器充分混合。注浆时实施定向、定量，定压注浆，使岩土层的空隙或孔隙间充满浆液并固化，改变了岩土层的性状。 特点 （1）注浆过程中注浆管不回转，不发生浆液溢流现象，有利于保护环境不受污染。 （2）浆液分溶液型（A、B液组成）和悬浊型（A、C液组成）。浆液对土层有很强的渗透性，采用调节浆液配比和注浆压力的办法可使注浆范围人为控制；凝结时间可以调节，并以复合注入施工。 （3）钻杆端头的浆液混合器可使两种浆液完全混合，使浆液均匀。 （4）可从地面垂直注浆，亦可倾斜注浆，适当增加注浆压力，可进行水平放射注浆。 (5）从钻孔至注浆完毕，可连续作业。 (6) 注浆材料可以是水玻璃、二氧化硅系胶负体等，材料来源广泛。 (7）适用范围广，可用于各种土层。 双液注浆技术的适用范围 （1）盾构、隧道及地下工程。如盾构隧道、及地下工程周围土层改良盾构、隧道及地下工程掘进竖井洞口地层加固，地下管线保护、隧道通过地面建筑物基础的跟踪注浆等。 （2）深基坑工程。如防止基坑底面隆起止水帷幕。保护基坑外地下管线和建筑物的注浆加固。 （3）既有建（构）筑物或拟建建（构）筑物基础加固工程。如注浆改良地基提高地基载重力，控制沉降量，沉降差和沉降速率。