Класс В. Грунты с мягкими структурными связями (глинистые породы)

 

Глинистые (связные) горные породы образуют вторую по важности после твердых пород инженерно-геологическую группу пород. Составными частями, определяющими основные свойства глинистых пород, являются мельчайшие глинистые (менее 0,002 мм в диаметре) и пылеватые (0,002-0,05 мм в диаметре) частицы - продукты механического распада, химического разложения минералов в зоне выветривания и синтеза продуктов выветривания.

Содержание в глинистых породах указанных фракций с их огромной удельной поверхностью частиц обусловливает особый тип связи между частицами. Эта связь осуществляется через пленки воды, обволакивающие минеральные частицы и удерживаемые электромолекулярными силами притяжения.

Значительную роль в связности глинистых пород могут играть коллоидные пленки кремнекислоты, поэтому такого рода связность горных пород иногда называют водноколлоидной (И.В. Гребенщиков).

У самой поверхности частиц силы притяжения достигают тысячи, даже десятков тысяч кг/см². Молекулы воды, удерживаемые этими силами, образуют пленку прочно связанной воды толщиной в несколько десятков рядов молекул (слой адсорбированной воды). С удалением от поверхности частиц электромолекулярные силы быстро падают до нуля. В этой области располагается слой (пленка) рыхло связанной воды. За сферой влияния указанных сил начинается область свободной (несвязанной) воды, заполняющей поры горной породы.

Положение внешней границы рыхло связанной воды зависит от кристаллохимического строения самих минеральных частиц и химического состава и концентрации солей в водных растворах, пропитывающих горную породу. Пленки прочно и рыхло связанной воды вместе образуют связанную воду.

Как показали исследования Б.В. Дерягина, слой связанной воды обладает особой структурой, более высокой плотностью и вязкостью, чем у свободной воды. При этом плотность и вязкость связанной воды возрастают с уменьшением толщины самих пленок и по мере приближения к поверхности частиц. Различна и температура замерзания связанной воды: она более низкая по сравнению с температурой замерзания свободной воды. Связи между частицами, осуществляющиеся через пленки воды, обусловливают связность и пластичность глинистых пород, т. е. способность не рассыпаться в сухом состоянии и деформироваться без нарушения сплошности во влажном состоянии.

В основе механической прочности глинистых горных пород лежат различного рода силы связей между минеральными частицами. Среди этих сил особое положение занимают Ван-дер-Ваальсовы силы молекулярного притяжения и электростатические силы притяжения. Обе эти силы, непосредственно действующие между частицами, объединяют под названием сил первичного сцепления (Е.М. Сергеев).

Они возникают уже на начальных этапах превращения ила в глинистую породу, т. е. на ранних стадиях диагенеза глинистого осадка, и возрастают по мере увеличения плотности глины. При этом рост сил молекулярного притяжения обусловливается сближением частиц.

На более поздних стадиях диагенеза осадка появляются цементационные связи и соответствующее им сцепление упрочнения. Рост последнего происходит по мере отложения цементирующего вещества на контактах минеральных частиц и (поэтому) независимо от увеличения плотности породы. Следует отметить, что еще на ранних стадиях диагенеза проявляется клеящая способность коллоидальных пленок кремнекислоты.

В результате дегидратации (обезвоживания) эти пленки становятся все более и более жесткими и, в конечном счете, могут приобрести цементационный характер (Н.Я. Денисов, П.А. Ребиндер).

С усилением цементационных связей глинистая порода постепенно теряет типичные свойства высокодисперсных систем и постепенно превращается в род твердых горных пород (аргиллиты, алевролиты, глинистые сланцы).

Дисперсным составом обусловлены и другие особенности глинистых пород и, в частности, их свойство менять состояние консистенции и плотности с изменением влажности.

Если глинистая порода содержит только прочно связанную воду, что имеет место при высоких степенях уплотнения, она приобретает свойства твердого тела. Если порода содержит также рыхло связанную (пленочную) воду, она становится пластичной и вязко-пластичной. Свободная вода, заключенная в порах породы, придает последней вязкое и вязко-текучее состояние.

Зерновой и минералогический состав глинистых пород. Исследования показывают, что важнейшие свойства глинистых пород прежде всего определяются содержанием глинистой фракции, точнее, фракции физической глины, гидравлический диаметр частиц которой менее 0,002 мм. Гидравлическим диаметром называется диаметр шарика, падающего в воде с той же скоростью, что и данная частица, независимо от ее формы. Соответственно по содержанию глинистой фракции различают глины, суглинки и супеси.

Глины, в которых содержание глинистой фракции превышает 30%, являются наиболее пластичными и наименее водопроницаемыми породами. Супеси с содержанием фракции глины не свыше 10% по своим свойствам приближаются к глинистым и пылевато-глинистым пескам: они очень слабо пластичны, а водопроницаемость их достигает 0,5-1,0 м/сутки. Суглинки, в которых содержание глинистой фракции колеблется в пределах 30-10%, занимают промежуточное по своим свойствам положение между глинами и супесями.

Повышение содержания фракции пыли (0,05-0,002 мм) ухудшает все важнейшие механические свойства глинистых пород - водостойкость, показатели внутреннего трения и сцепления. Отрицательное действие пылеватых частиц на свойства пород становится особенно резким в том случае, когда весовое содержание пылеватой фракции начинает превышать суммарное содержание фракции песка и глины.

По этой причине выделяется особая подгруппа пылеватых глинистых пород (пылеватых глин, суглинков и супесей). Известно, что при заметном (свыше 10%) содержании грубообломочных - гравелистых, щебенистых и валунных фракций глинистая порода приобретает повышенные показатели внутреннего трения и жесткость. По этому признаку (по содержанию грубообломочных включений в количестве от 10 до 50% по весу) выделяется третья подгруппа глинистых пород - грубообломочные глинистые породы.

Влияние зернового состава на свойства глинистых пород связано не только с различиями физических свойств частиц разной крупности. Немаловажное значение имеют минералогический состав и форма частиц.

В составе глинистой фракции преобладают такие минералы, как слюда, хлорит и глинистые минералы (каолинит, монтмориллонит, иллит), отличающиеся чешуйчатым строением. Кварц и полевой шпат концентрируются в более крупнозернистых фракциях, в основном во фракциях пыли и песка. Это объясняется тем, что указанные минералы более прочны и тверды. Поэтому процесс истирания и дробления обломков этих минералов протекает медленнее, и они дольше сохраняются в виде более крупных зерен и обломков.

Пылеватые частицы по своей форме ближе к сферическим поверхностям, они подвижны, а вследствие малых размеров легко переходят во взвешенное состояние (пыль в атмосфере и муть в воде). Именно по указанным причинам пылеватые породы отличаются пониженными показателями внутреннего трения и сцепления и слабой водостойкостью.

В составе песчаных фракций различают зерна различной степени окатанности, от угловатых частиц до округлых. Кроме кварца, кремня, полевых шпатов, а иногда и мусковита в составе песчаных фракций можно встретить обломки твердых горных пород. Песчаные и грубообломочные фракции придают глинистой горной породе жесткость и более высокие показатели внутреннего трения и понижают ее водопроницаемость.

Сложение. Глинистые горные породы участвуют в строении осадочных толщ. Они обычно характеризуются слоистым сложением, что легко обнаруживается невооруженным глазом и обусловлено неравномерным по вертикали распределением минеральных зерен, их агрегатов, включений, новообразований и т.д. Значительно реже наблюдается беспорядочное сложение глинистых пород, как например, у морен. Еще реже глинистые породы имеют однородное сложение. Такое сложение свойственно, например, некоторым пылеватым глинистым породам, образовавшимся в континентальных условиях, например лёссам.

При слоистом сложении наблюдаются изменения строения, зернового и химико-минералогического состава толщи по вертикали. По этой причине в разрезе выделяются плитообразные и линзовидные тела, разграниченные друг от друга плоскостями напластований или же переходящие друг в друга постепенно без резких границ. Слоистость может быть правильной, что более свойственно морским глинистым отложениям, или неправильной, например косой, линзовидной - у континентальных и лагунных отложений. Слоистое сложение придает породам особые свойства, выражающиеся в легком отделении слоев, плит или пачек от массива по плоскостям напластования и анизотропии физико-механических показателей.

Водно-физические свойства. Глинистые породы, являясь дисперсными телами, не образуют сплошной массы. Минеральные частицы (скелет породы) занимают в них лишь часть объема породы. Другую часть объема породы составляют поры, заполненные сплошь водой или же водой и воздухом или, наконец, только воздухом. Свойства глинистых пород определяются, прежде всего, соотношением объемов указанных компонентов в единице объема породы, выражающимся через пористость, коэффициент водонасыщенности и некоторые другие показатели.

Вода, содержащаяся в породах в естественном их залегании, составляет естественную влажность породы W. Она выражается отношением веса влаги к весу сухой породы. При полном водонасыщении породы естественная влажность численно равна полной влагоемкости породы W _ПB.

Естественную влажность породы можно выражать по отношению к объему пор. В этом случае ее называют относительной влажностью породы Kw. Относительная влажность характеризует степень заполнения пород водой и поэтому ее также называют коэффициентом (или степенью) водонасыщении породы.

Относительная влажность породы Kw может быть вычислена по формуле:

.

У глинистых пород коэффициент водонасыщенности Kw в большинстве случаев близок к 1. В этом состоянии порода является двухкомпонентной системой, состоящей из минерального скелета и воды. При 1 > Kw > 0 порода представляет трехкомпонентную (трехфазную) систему: минеральный скелет + вода + воздух.

Теоретически можно представить случай, когда порода является двухкомпонентной системой, состоящей из минерального скелета и грунтового воздуха. Однако горные породы в естественных массивах, как правило, имеют жидкую фазу.

Известно, что глинистые породы очень чувствительны к изменениям влажности. При насыщении водой глинистая порода сначала размягчается, затем переходит в пластичное и, наконец, в текучее состояние. Значения влажности пород, выраженные в весовых процентах, при которых происходит переход из одного состояния консистенции в другое, получили название пределов пластичности.

Различают предел текучести (или верхний предел пластичности) и предел пластичности (или нижний предел пластичности). Предел текучести W_T соответствует влажности, ниже которой порода пребывает в пластическом, а выше - в текучем состоянии. Предел пластичности W _псоответствует той влажности, ниже которой порода переходит из пластического состояния в непластическое (начинает крошиться).

Исследования показывают, что предел пластичности соответствует тому состоянию влажности, ниже которой почти вся вода находится в связанном состоянии. Выше предела пластичности появляется свободная вода, содержание которой при пределе текучести становится настолько значительным, что нарушаются связи между минеральными частицами, и порода оплывает.

Разность между пределом текучести W_T и пределом пластичности W_п называется числом пластичности Ф. Так, например, если W_Т = 32% и W _п= 15%, то Ф = 17. Число пластичности, очевидно, говорит о диапазоне влажностей, в пределах которого порода пребывает в пластическом состоянии.

Число пластичности зависит от зернового состава и увеличивается с возрастанием содержания глинистой фракции, а также и минералогического состава породы. Так, например, глинистая порода, состоящая из частиц слюды размером < 2 мкр, имеет число пластичности 43.

Глинистая паста, состоящая из кварцевых зерен тех же размеров, непластична. С увеличением содержания в породе такого глинистого минерала, как монтмориллонит, пластичность породы резко возрастает.

Пластичность, наконец, зависит от состава катионов в диффузном слое связанной воды и химического состава и концентрации ионов в свободной воде горной породы. Одновалентные катионы (Na⁺, К⁺, Li⁺), поглощенные диффузным слоем, повышают пластичность, в то же время двухвалентные катионы (Са²⁺, Mg²⁺) вызывают уменьшение пластичности породы. Такое явление связано с изменением толщины пленок сорбированной (связанной) воды. Она возрастает с уменьшением валентности поглощенных катионов.

С увеличением числа пластичности возрастает сжимаемость и падает водопроницаемость породы. Число пластичности является важнейшим классификационным показателем глинистых пород. В зависимости от значения числа пластичности среди глинистых пород различаются супеси, суглинки и глины.

Показатели пластичности в сопоставлении с данными определений естественной влажности широко используются для характеристики состояния консистенции глинистых пород. При W > W_Т, т. е. при влажности выше предела текучести, порода пребывает в текучем состоянии.

При W_Т>W>W _пт. е. когда естественная влажность по численному значению находится между верхним и нижним пределами пластичности, порода находится в пластичном состоянии.

Наконец, при W < W _п, т. е. когда естественная влажность ниже предела пластичности, порода находится в твердом состоянии. Однако следует отметить условность показателей пластичности, так как они получаются путем исследования глинистых пород в нарушенной, а не в естественной структуре.

Если известны коэффициенты пористости глинистой породы в естественном состоянии ε и при влажностях, соответствующих пределам текучести ε_Т и пластичности ε_П то можно определить показатель ее уплотненности.

Показатель уплотненности К_d по В.А Приклонскому равен:

.

Значения ε_Т и ε_П получают путем перемножения весовых влажностей W_Т и W_П на удельный вес породы :

,

.

Сильноуплотненные твердые глинистые породы не всегда или с большим трудом переходят в пластическое состояние, даже будучи погружены в воду. Среднеуплотненные и слабоуплотненные глинистые породы при тех же условиях способны легко переходить в пластическое и даже текучее состояние.

Согласно В.А. Приклонскому, по значениям К_d можно различать следующие состояния уплотненности глинистых горных пород (табл. 1.10).

 

Таблица 1.10. Состояния уплотненности глинистых горных пород

 

Стадия уплотнения	Состояние уплотненности	При
I	Неуплотненная рыхлая	и
II	Начальная стадия уплотнения	и
III	Средняя уплотненность	и
IV	Плотное	и
V	Переуплотнение	и

 

Размокание глинистых пород. Образцы глинистых пород, погруженные в воду, распадаются полностью или только на крупные агрегаты или вовсе не распадаются в течение продолжительного времени, измеряемого многими днями и больше.

В зависимости от этого различают породы неводостойкие, слабоводостойкие и относительно водостойкие. Примером пород неводостойких являются лёссы, которые «тают» в воде очень быстро, распадаясь на свои микроагрегатные и элементарные составные частицы - зерна пыли, песка и глины. Другие породы распадаются с меньшей интенсивностью и при том только на крупные агрегатные составные части: пластинки, угловатые обломки, мелкозернистые агрегаты и т.д. Примером таких пород являются глинистые осадки зоны выветривания. Большинство морских глинистых осадков в свежем, невыветрелом состоянии в воде не распадаются, а только размягчаются.

Для характеристики размокаемости пород определяют время размокания, характер распада образца породы и влажность размокшего образца породы.

Водопроницаемость глинистых пород. По показателям водопроницаемости глинистые породы относятся к полупроницаемым с коэффициентом фильтрации от 1 до 0,001 м /сутки (супеси и легкие суглинки) и практически водоупорным, с коэффициентом фильтрации меньше 0,001 м/сутки.

Для некоторых глинистых пород характерны резкие изменения показателей водопроницаемости в зависимости от направления движения воды. К таким породам, например, относятся лёссы, лёссовидные породы и тонко- и микрослоистые глины. Большая часть воды в глинистых породах находится не в свободном, а в связанном состоянии. Последнюю можно привести в движение, например, увеличивая нагрузку на глинистую породу, т.е. увеличивая градиент фильтрации.

Опыты С.А. Роза и др. показали, что вода в глинах начинает двигаться только после того, как градиент превысит некоторую определенную величину, которую называют начальным градиентом фильтрации I_Нач.

Очевидно, что с увеличением нагрузки на глину вначале отжимается менее прочно связанная вода и при высоких нагрузках в ней остается наиболее прочно связанная вода. Начальный градиент фильтрации последней значительно более высок, чем для воды пленок с менее прочными связями с минеральными частицами. Если вызванный в глине градиент действует длительное время, то выжимание воды может происходить при значениях градиента более низких, чем при кратковременном действии.

Фильтрация воды в глинистых породах может быть вызвана не только разностью напоров, но также под действием электро- и термоосмотических и других сил. Явление электроосмоса используют для электродренажа и электроуплотнения глин. Изменение свойств глинистой породы при указанных процессах достигается путем пропускания через нее постоянного электрического тока.

Обезвоживание глин начинается в зоне, примыкающей к аноду (кислая зона) и постепенно распространяется по направлению к катоду. Воду, скопляющуюся в катодной зоне, удаляют через специальный фильтр, используя при этом вакуум.

Процесс электроосмоса обычно сопровождается химическими и коллоидно-химическими реакциями, в частности выделением и накоплением трудно растворимых простых солей, обменом катионов и т. д. При применении алюминиевых и железных электродов из них отделяются трехвалентные ионы Аl³⁺ и Fe³⁺, которые замещают ионы Са²⁺, Mg²⁺ или Na⁺ в диффузном слое глинистых частиц. Это снижает гидрофильность глины, уменьшает пластичность и повышает ее прочность.

Капиллярные свойства глинистых пород можно выразить через высоту капиллярного поднятия и скорость поднятия капиллярной влаги от свободной поверхности воды. Поднятие воды в породе по капиллярным порам нередко рассматривают как результат действия подъемной силы вогнутых менисков, возникающих в порах при взаимодействии воды с твердыми частицами. Величина этой силы, отнесенная к квадратной единице поверхности мениска, определяется по известной формуле Лапласа:

,

где α - поверхностное напряжение жидкости; R - радиус кривизны мениска.

Радиус кривизны мениска находится в следующей зависимости от диаметра капилляра:

,

где d - диаметр капилляра; - краевой угол смачивания.

Высота и скорость капиллярного поднятия зависят не только от подъемной силы менисков, но также от силы электрохимического взаимодействия между поверхностью минеральных зерен и водой. Поэтому высота и скорость капиллярного поднятия меняются не только в зависимости от зернового состава, плотности и структуры породы, но также от минералогического состава, состава обменных катионов и некоторых других особенностей вещественного состава породы, а также от химического состава воды.

Грунтовая вода в лёссах поднимается под действием капиллярных сил до 4 м в течение двух лет, а в глинистых породах не лёссовидного облика максимальная высота капиллярного поднятия достигает 8 м (П.С. Косович).

Капиллярное передвижение водного раствора сопровождается его дифференциацией. Так, например, при поднятии раствора хлористого и сернокислого натрия последний отстает от первого и поэтому в верхней зоне капиллярного насыщения породы наблюдается повышение концентрации хлористого натрия (Б.Б. Полынов).

Липкость глинистых пород. Внутренние связи между частицами, осуществляющиеся через пленки воды, обусловливают не только связность и пластичность, но и липкость глинистых пород, т. е. способность прилипать к посторонним телам. Числовой характеристикой липкости является сила (г/см²), которую нужно приложить для того, чтобы оторвать глину от металлической поверхности.

Липкость появляется при определенной влажности - влажности начального прилипания. С увеличением влажности липкость вначале возрастает, а затем резко уменьшается. Влажность, при которой порода обладает наибольшей липкостью, называется влажностью максимального прилипания.

Липкость обычно связывают с вязкостью и клейкостью пленки рыхлосвязанной воды, наступающей при определенной для данных условий толщине этой пленки. До влажности начального прилипания вода в этой пленке удерживается мощными силами молекулярного притяжения минеральных частиц и поэтому она (пленка) не способна вступать во взаимодействие с другими телами.

При увеличении влажности породы и соответствующем утолщении пленки рыхлосвязанной воды молекулы воды в периферийных частях этой пленки притягиваются уже с равной силой как минеральными частицами, так и поверхностью постороннего предмета. Это состояние соответствует влажности максимального прилипания. При дальнейшем утолщении пленки рыхлосвязанной воды молекулы периферийных частей ее оказываются уже настолько удаленными от минеральных частиц, что они легко отрываются от их поверхности. Это соответствует резкому снижению липкости породы.

Липкость, как и пластичность глинистых пород, зависит от зернового и минералогического состава, состава поглощенных оснований. С повышением содержания глинистых частиц повышается и липкость породы, но до определенного предела: при содержании глинистых частиц, превышающем 50-60%, липкость глин остается постоянной (данные В.В. Охотина).

Липкость повышается с увеличением содержания в породе гидрофильных минералов, например монтмориллонита. Липкость зависит также от характеристики той поверхности, к которой прилипает порода, а также от состава жидкой фазы породы. Содержание в воде коагулирующих веществ и веществ, которым свойственна положительная адсорбция, приводит к уменьшению липкости; при отрицательной адсорбции липкость должна увеличиваться.

Набухаемость и усадка. Явление набухания, т.е. увеличения объема породы при смачивании водой, носит осмотический характер. Причиной, вызывающей набухание, является разность в концентрации солей в поровом растворе и воде, окружающей породу.

Если концентрация внешнего раствора меньше концентрации раствора, находящегося в порах породы, происходит ее набухание. При обратном соотношении концентрации порового и внешнего растворов наблюдается сжатие породы, ее усадка подобно тому, как это происходит при высыхании глинистой породы.

Набухаемость пород выражается следующими показателями:

· приращением объема образца породы по отношению к первоначальному объему;

· величиной давления, порождаемого набуханием породы и выраженного в кг/см²;

· влажностью набухания, соответствующей той влажности породы, при которой прекращается увеличение объема образца породы.

Усадка пород может быть характеризована величиной линейной или объемной усадки и влажностью, соответствующей прекращению усадки образца породы. Линейная усадка выражается в процентах по отношению к первоначальной длине испытываемого бруска породы:

,

где l - линейная усадка, %; l_о - первоначальная длина бруска, см; l _п - длина бруска при достижении предела усадки.

Аналогично объемная усадка выражается:

100%,

где V - объемная усадка, %; V_o - первоначальный объем влажной породы, см³; V_П - объем породы при достижении предела усадки, см³.

Набухаемость и усадка породы растут с повышением степени дисперсности, особенно с увеличением содержания фракций глинистых и коллоидных частиц. Породы, насыщенные Са²⁺ и Mg²⁺, обладают ограниченным набуханием. Наибольшее набухание (и усадка) наблюдается у тяжелых глин, насыщенных Na⁺.

Минералы с подвижной кристаллической решеткой типа монтмориллонита повышают набухаемость; наоборот, минералы с жесткой кристаллической решеткой, типа каолинита снижают показатели набухаемости (и усадки). При повышении содержания электролитов в воде набухаемость породы понижается. Повышается набухаемость в результате нарушения естественной структуры породы. Набухаемость (и усадка) грунта зависит от зернового и минералогического состава, состава поглощенных оснований и концентрации электролитов в грунтовой воде и, наконец, от структуры горной породы.

Механические свойства. Основными видами деформации глинистых пород являются компрессия (сжатие при отсутствии условий бокового расширения), сжатие при наличии условий бокового расширения и сдвиг. Явления компрессии изучаются в лабораторных условиях в специальном приборе - одометре (рис. 1.6).

а) б)

Рис. 1.6. Изучение компрессионных свойств грунта:

а – схема устройства одометра; б - компрессионная кривая

Образец горной породы помещается в металлической обойме между двумя пористыми пластинками. Путем последовательного нагружения верхней пластинки порода сжимается, а вода, заключенная в порах породы, выжимается через пористые пластинки наружу.

Деформации образца породы определяются при помощи микрометра. Полученные данные о деформациях на различных ступенях нагрузок наносят на график и, таким образом, получают кривую сжатия или, как чаще называют, компрессионную кривую (рис. 1.6 б).

Если глинистая порода полностью насыщена водой, т. е. находится в состоянии грунтовой массы, сжатие такой породы возможно только при условии оттока воды из породы. Очевидно, в этом случае, чем выше водопроницаемость породы, тем скорее будет происходить сжатие. Процесс сжатия зависит также от мощности сжимающейся толщи или образца породы. Процесс сжатия однородных глинистых слоев большой мощности длится годы и десятилетия, а образцов пород толщиной 1 см - несколько суток.

В условиях, когда исключена возможность оттока воды, водонасыщенная глинистая порода практически несжимаема. Данное явление несжимаемости, свойственное для пород, находящихся в водонасыщенном состоянии, известно в механике грунтов под названием принципа несжимаемости грунтовой массы. При разгрузке сжатая до этого грунтовая масса начинает расширяться. Однако восстановление первоначального объема происходит не в полной мере, а только частично.

Давление р непосредственно после его приложения воспринимается водой, заполняющей все поры грунтовой массы; благодаря приложенному внешнему давлению напор воды в грунтовой массе возрастает на величину р. Под влиянием этого напора вода начинает выжиматься наружу, а грунтовая масса сжиматься. По мере отжатия воды внешнее давление начинает восприниматься минеральным скелетом, а в конце процесса обжатия все давление р воспринимается скелетом грунтовой массы.

Таким образом, совершается смена системы нейтрального (гидростатического) давления системой эффективного давления, передающего непосредственно через минеральный скелет. При этом меняется давление воды в порах (поровое давление) и оно постепенно рассеивается.

При снятии внешнего давления произойдет обратное явление: минеральный скелет, сжатый предварительно давлением р, при устранении последнего разуплотняется, и вода начинает втягиваться снаружи в породу, а влажность начнет увеличиваться. Расклинивающее действие тонких слоев воды играет важную роль в механизме деформации глинистых пород (А.Ф. Лебедев, Н.М. Герсеванов, Б.В.Дерягин, Н.Я. Денисов и др.).

В строительной практике, когда имеют дело с напряжениями в небольшом интервале, логарифмическую кривую компрессии заменяют прямой. Уравнение этой прямой имеет вид:

,

где А – отрезок, отсекаемый на ординате (р = 0), а - угловой коэффициент прямой (пунктирная прямая на рис. 1.6 б), равный:

, см²/кг.

Угловой коэффициент прямой линии а называется коэффициентом сжимаемости. По величине коэффициента сжимаемости в интервале нагрузок от 1 до 2 кг/см² глинистые породы можно подразделить на: сильно-сжимаемые, когда коэффициент а более 0,1 см²/кг; средне-сжимаемые, если а от 0,1 до 0,005 см²/кг, и слабо-сжимаемые, когда коэффициент а меньше 0,005 см²/кг.

Процесс уплотнения глинистых горных пород под постоянной нагрузкой (р = const) называется консолидацией. Процесс уплотнения (или разуплотнения) глинистой породы протекает длительное время после приложения (или снятия) нагрузки, в течение которого происходит отжатие (или впитывание) воды. В этом заключается очень важная особенность деформации глинистых горных пород.

Данный процесс характеризуется графиком зависимости деформации от логарифма времени Т для определенной ступени нагружения (рис. 1.7).

 

 

Рис. 1.7. График зависимости деформации от логарифма времени Т для определенной ступени нагружения

 

График консолидации глинистых горных пород в типичном виде состоит из начальной криволинейной части (АБ) и двух прямолинейных отрезков (БВ и ВГ), соединенных плавной кривой. Первый прямолинейный отрезок (БВ) выражает так называемую первичную или фильтрационную консолидацию. Консолидация на этом отрезке уплотнения обусловливается в основном водопроницаемостью породы и условиями оттока воды.

Математический анализ процесса фильтрационной консолидации показал, что продолжительность этого процесса пропорциональна квадрату толщины слоя (В.А. Флорин):

,

где А – коэффициент, зависящий от водно-физических свойств породы сжимаемого слоя.

Второй прямолинейный отрезок ВГ соответствует вторичной консолидации, когда сжатие происходит не только за счет выдавливания воды, но также за счет объемного сжатия минерального скелета горной породы (Г.И. Покровский).

Явления уплотнения адсорбированных гелеобразных оболочек минеральных частиц, разрушения структурных связей частиц, их передвижки и перехода в новое, более устойчивое положение может быть, за счет некоторых других, еще не изученных процессов. Важнейшим показателем процесса консолидации глинистых пород является коэффициент консолидации.

При построении зависимости процесса сжатия от логарифма времени коэффициент консолидации С_ν, определяется по формуле:

, см²/мин,

где t ₅₀ - время, соответствующее 50% первичной консолидации; 0,197 ≈ 0,2 - цифровой множитель, представляющий величину фактора времени при одномерной (компрессионной) консолидации [7].

Особенности компрессии уплотненных и плотных глинистых горных пород. Выше был рассмотрен механизм сжатия и расширения (набухания) глинистых пород, находящихся в состоянии полного водонасыщения, т.е. грунтовой массы.

В природе встречаются случаи, когда поры заполнены водой не полностью. Можно различать породы, в которых:

· водой заполнена большая часть объема пор породы, а воздух сохранился в виде изолированных, «защемленных» пузырьков;

· большая часть пор занята воздухом.

В первом случае уплотнение породы сопровождается выжиманием воды и сжатием защемленных пузырьков газа. Во втором случае деформация сжатия породы происходит без выжимания воды наружу - путем структурного уплотнения минерального скелета. Очевидно, диаграмма сжатия подобных пород будет отличаться от диаграммы сжатия грунтовой массы. На характер сжимаемости глинистых пород большое влияние оказывает состояние породы (в частности, степень сохранности естественной структуры).

Установлено, что нарушенные образцы пород сжимаются больше, чем ненарушенные, т.е. породы в состоянии естественной влажности и плотности. При этом образцы глинистых пород с сохранившейся естественной структурой часто начинают сжиматься только после достижения некоторой нагрузки, необходимой для преодоления начального сопротивления, соответствующего естественному уплотнению породы. На последующих ступенях нагрузок наблюдаются перегибы кривой сжатия, обусловленные разрушением более прочных структурных связей, возникших в отдельные этапы геологического уплотнения и литификации горной породы. По этим причинам кривые сжатия уплотненных глинистых пород, полученные путем испытаний ненарушенных образцов, всегда в той или иной степени отличаются от правильного логарифмического очертания компрессионной кривой грунтовой массы.

Компрессионная диаграмма - основная характеристика деформируемости глинистых горных пород. Компрессионная диаграмма позволяет получить все основные показатели деформируемости - коэффициент сжимаемости, модули упругости, коэффициент Пуассона.

Сжатие глинистых пород при наличии условий бокового расширения. Явления уплотнения (сжатия) и разуплотненности при компрессионных испытаниях являются процессами, не полностью обратимыми вследствие нарушения структуры породы при этих деформациях.Более существенные нарушения начальной структуры наблюдаются при испытаниях глинистых пород на сжатие в условиях свободного бокового расширения. В данном случае сжатие породы сопровождается явлениями сдвига и пластического течения. Следовательно, сжатие глинистой породы в данных условиях - процесс более сложный, чем явление компрессии. Как показывают исследования, сжатие глинистой породы в условиях свободного бокового расширения - процесс не только более сложный, чем компрессия, но и многостадийный. При непрерывно возрастающем напряжении, передаваемом посредством жесткого штампа, наблюдаются три фазы деформирования, последовательно сменяющие друг друга (рис. 1.8).

 

Рис. 1.8. Фазы напряженного состояния глинистой породы под штампом (Н.А. Цитович)

 

Первая фаза характерна плавным затуханием деформации сжатия с течением времени и при постоянной нагрузке. На данной фазе наблюдается уплотнение породы за счет уменьшения пористости (рис. 1.8а).

Вторая, фаза характерна плавным ростом деформаций во времени (явления крипа), причем скорость деформации при достижении определенной величины при данной нагрузке приобретает постоянное значение (рис. 1.8 б). Данное состояние деформирования является следствием появления площадок микросдвигов, характерных для состояния предельного равновесия.

Последнее является таким состоянием напряжений, когда в любой-точке деформируемой породы сдвигающее напряжение достигает некоторой предельной величины, соответствующей полному сопротивлению сдвигу в данной точке.

В третьей фазе наблюдается непрерывный рост деформаций во времени (рис. 1.8в). Данная фаза наступает как бы внезапно и сопровождается выпиранием породы из-под штампа.

В соответствии с описанным характером процесса деформации глинистой породы под штампом различают две критические точки напряжения: первая из них соответствует наступлению фазы микро-сдвигов и называется пределом пропорциональности P_p; вторая точка характеризует момент вступления деформации в фазу разрушения (критическая нагрузка Р_кр).

С точки зрения условий прочности фазу сдвигов (предел пропорциональности Р_р) следует считать критическим состоянием породы. Величины осадков штампа при нагрузках, не превышающих предел пропорциональности Р_р, зависят не только от свойств самой породы, но также от размеров самого штампа (F), ее жесткости и геометрии.

В пределах допустимых нагрузок осадка нагруженного штампа прямо пропорциональна удельной нагрузке р и корню квадратному из площади F, т.е.:

где k - коэффициент пропорциональности, постоянный для данной породы.

Сдвиг и сопротивление сдвигу глинистых горных пород
(лоскостной сдвиг). Явления сдвига изучаются в условиях предельного напряженного состояния, когда возникает не затухающее скольжение (сдвиг) одной части образца породы по другой (рис. 1.9).

 

 

Образцы, идущие на срез, предварительно уплотняют различной по величине нагрузкой в жестких цилиндрах. После этого каждый образец помещают в сдвиговый прибор и определяют сопротивление сдвигу. Оно соответствует тому минимальному сдвигающему напряжению s, при котором возникает незатухающее скольжение (сдвиг) одной части образца породы по другой. По полученным значениям σ строят диаграмму сдвига.

Диаграмма сдвига глинистых пород является криволинейной (рис. 1.10), причем максимальная кривизна ее отмечается в интервале начальных нагрузок σ = 0-1 кг/см² (до точки 1).

 

Рис. 1.10. Диаграмма сдвига глинистых пород

 

При возрастании нормальных (сжимающих) напряжений криволинейность диаграммы сдвига становится незначительной (отрезки 1 - 2 - 3), когда с достаточной для практики точностью она описывается уравнением вида:

или, обозначив tgφ = f, примем .

Параметры f и С являются коэффициентами внутреннего трения и сцеплением. Угол φ характеризует наклон диаграммы сдвига к оси давлений и называется углом внутреннего трения. При расчетах нередко пользуются не углом внутреннего трения и величиной сцепления, а одним показателем - коэффициентом сдвига fо или соответственным значением угла сдвига ψ. Величина - коэффициента сдвига fо равна отношению величины срезывающего усилия к нормальному давлению, т.е.:

.

Сцепление и угол внутреннего трения глинистых пород при прочих равных условиях, прежде всего, зависят от зернового состава. С увеличением содержания песчаных и особенно грубообломочных фракций внутреннее трение возрастает, а сцепление снижается.

Сцепление и угол внутреннего трения зависят также от состояния влажности - плотности глинистой породы. Для глинистых пород, находящихся в мягко-пластичном состоянии, коэффициент внутреннего трения обычно равен 0,1-0,2 и соответствующие им значения внутреннего трения не превышают 5-10°. Твердопластичные глины характеризуются коэффициентом внутреннего трения от 0,4 до 0,5 и соответственно углами внутреннего трения от 14 до 35°. Величина сцепления глинистых пород в большинстве случаев выдерживается в пределах от 0,05 до 1,5 кг/см².

Определение сопротивления сдвигу в условиях одноосного сжатия. Данный метод применим для глинистых пород, находящихся в полутвердом состоянии, когда деформация образца носит характер скола уже при малой деформации сжатия, не превышающей 10% от первоначальной высоты образца.

Когда разрушение носит пластический характер (плоскостей скола не образуется), можно пренебречь внутренним трением (φ = 0). Тогда сцепление численно равно половине разрушающего осевого напряжения.

Определение сопротивления сдвигу в условиях трехосного сжатия производится в стабилометре. Преимущества метода трехосного сжатия (растяжения) заключаются в простоте изменений условий испытания образца.

Испытание может вестись без оттока воды или вначале может быть уплотнен, например, нагрузкой, соответствующей бытовой (природной), а затем испытан без оттока воды. Образец можно испытать при полном оттоке воды, когда порода вначале уплотняется требуемым давлением, а затем сжимается медленно.

Учет влияния порового давления на сопротивление сдвигу имеет большое значение, о чем говорят следующие данные. Установлено, что при испытаниях неплотных глин методом консолидированно-быстрого сдвига поровое давление в породе вначале несколько повышается, а затем довольно резко снижается и становится отрицательным. Следствием этого является повышение эффективного давления и начальной прочности образца породы на сдвиг.

Для вычисления угла внутреннего трения φ и сцепления с по данным испытаний образца породы в стабилометре пользуются следующим выражением, вытекающим из теории прочности Мора:

,

где σ_{1 -} разрушающее напряжение сжатия, σ₂ - боковое обжатие образца.

Опыт состоит из испытаний серии образцов одной и той же породы. Результаты испытаний изображают в виде круговых графиков напряжений Мора. Условия разрушения образца выражаются касательной к окружности Мора.

Просадочные явления. Просадка относится к группе вполне самостоятельных видов деформаций глинистых пород с неустойчивой внутренней структурой.

Просадкой называют такой вид деформации, который наблюдается при неизменной внешней нагрузке или даже от собственного веса породы, но под воздействием некоторых побочных факторов: увлажнения пород, сотрясения и т.д.

Просадочные деформации всегда сопровождаются коренными изменениями строения и состояния породы, протекающими нередко с катастрофической скоростью. Наиболее важным видом просадочных деформаций являются просадки лессовидных макропористых пород.

Просадки макропористых лёссовидных пород. В некоторых лёссах и лёссовидных породах, при замачивании их водой, наблюдается резкое уменьшение объема при сохранении прежней внешней нагрузки (собственно просадка) или даже под действием лишь собственного веса породы (самопросадка).

Вода, насыщая породы, способствует утолщению пленок связанной воды (т.е. сказывается расклинивающее действие пленок воды) и растворяет соли на контактах между частицами и соли, инкрустирующие макропоры и трещины породы. В силу этих явлений стенки макропор породы заплывают и наблюдается общее сжатие (просадка) породы.

Просадки наблюдаются у макропористых лёссовидных (пылеватых) пород, имеющих крупную (видимую на глаз) пористость. Величина (степень) просадочности пород устанавливается путем испытаний их образцов в компрессионном приборе.

Тиксотропные явления в глинистых породах. Под тиксотропией в физико-химии понимают обратимые изменения вязкости концентрированных суспензий очень мелких частиц, возникающие исключительно в результате механического воздействия. Эти изменения совершаются по схеме: твердое - текучее - твердое состояние. Тиксотропные явления наблюдаются в рыхлых глинистых осадках, содержащих коллоидные частицы. Тиксотропность глинистых пород возрастает с пластичностью.

Реологические свойства глинистых пород. Вода в глинистых породах начинает отжиматься после того, как градиент фильтрации превысит некоторую определенную для данной породы величину, которую называют начальным градиентом фильтрации.

Начальный градиент фильтрации прочно связанной воды значительно более высок, чем для воды пленок с менее прочными связями с минеральными частицами породы. Поэтому с увеличением нагрузки на глину, вначале отжимается менее прочно связанная вода и при высоких нагрузках в ней остается наиболее прочно связанная вода.

Однако реологические явления в глинах связаны не только со снижением начального градиента фильтрации по мере увеличения длительности действия нагрузки. При достижении величины нагрузок, предельных для данной породы значений, вступает в действие другой механизм реологических процессов, на который обратил внимание М.Н. Гольдштейн.

Согласно его исследованиям при длительном действии нагрузки наблюдается переориентировка частиц в отдельных точках, где местные неоднородности приводят к концентрации напряжений или же где имеются частицы, случайно ориентированные по потенциальной площадке сдвига. Затем переориентация распространяется в стороны от мест зарождения вследствие перераспределения напряжений, поскольку сопротивление сдвигу в зоне ориентированных частиц падает.

Ориентация частиц приводит к усилению сил отталкивания (одноименные заряды поверхностей частиц), вследствие чего к ним подтягивается вода из близлежащих участков, и влажность соответственно в этих зонах возрастает. Очевидно, чем длительнее действует нагрузка, тем полнее протекает процесс ориентации и повышение влажности в зонах концентрации поверхностей микросдвигов. Вместе с этим происходит снижение сопротивления и текущей прочности породы.

Наличие жестких зерен пыли и песка, очевидно, затрудняет переориентацию зерен глинистых частиц или даже приостанавливает ее, создавая зоны уплотнения с ориентацией глинистых частиц иного рода. Для перехода в новое положение частицы в этих зонах должны пройти промежуточное состояние, при котором соседние зерна, препятствующие переориентировке, расталкиваются и раздвигаются, освобождая место для поворота и смещения.

Подобное же состояние будет наблюдаться и в тех зонах, где такого рода неоднородности не наблюдаются. Благодаря этому существует некоторый потенциальный барьер, отделяющий две стадии ползучести - начальную, связанную со снижением начального градиента фильтрации по мере увеличения длительности действия нагрузки, и вторичную, обусловленную переориентировкой частиц.

Ползучесть и длительная прочность имеют большое практическое значение. Искусственные откосы глинистых пород могут сохраниться в устойчивом состоянии некоторое время, но затем начинают деформироваться без каких-либо внешних причин. В основе этого явления лежит снижение прочности глинистых пород с увеличением срока стояния откоса (Е.П. Емельянова).

Было изучено различное поведение естественных откосов (склонов) при землетрясениях, обусловленное тем, что при этих явлениях устойчивость склона обусловливается мгновенной прочностью, тогда как устойчивость склонов в обычных асейсмических условиях зависит от длительной прочности пород. Благодаря этому различию все склоны обладают запасом устойчивости по отношению к сейсмическим воздействиям, соответствующей разнице между мгновенной и длительной их прочностью. Аналогичное явление следует ожидать при динамических воздействиях на откосы карьеров [6].

Основные подгруппы глинистых горных пород. Наиболее существенные различия в инженерно-геологических характеристиках глинистых пород связаны с неодинаковой степенью их уплотнения и литификации. По данному признаку различают глинистые породы высокой, средней и малой степени уплотнения (В.Д. Ломтадзе).

Глинистые породы высокой степени уплотнения. Полутвердые породы, занимающие промежуточное положение между окаменевшими и пластичными глинистыми породами. Свободная (гравитационная) вода полностью выжата и содержит только связанную воду - воду сольватых оболочек. Однако свободная вода может присутствовать в трещинах, обычно пронизывающих данные породы. У некоторых разностей заметно появление кристаллизационно-цементных связей.

При малых нагрузках эти разности обнаруживают упругие свойства, но при повышении нагрузки и длительности их действия ведут себя как пластические тела. При быстром сдвиге дают скол. Заметные деформации сжатия начинаются при давлениях, превышающих 5 кг/см². При взаимодействии с водой сильно размягчаются и набухают, при этом развивают давление набухания. По зерновому составу различают глины, суглинки и супеси. Они известны как среди древних морских осадков, так и континентальных и лагунных образований.

Глинистые породы средней уплотненности. Данные породы бывают пластичными, вязкопластичными и скрытнопластичными, которые при высыхании переходят в твердое состояние. Твердые и скрытнопластичные разности при быстром сдвиге дают скол, при медленном сдвиге деформируются пластически, проявляя ползучесть. Сжимаются уже при сравнительно небольших давлениях (0,5-1,0 кг/см²). Под действием воды набухают или, наоборот, уменьшаются в объеме, обнаруживая просадочность (лёссы и лёссовидные макропористые породы). Период релаксации напряжений значительно более короткий, чем у пород высокой степени уплотнения. Явления ползучести связаны с медленными деформациями и отжатием воды.

Глинистые породы малой степени уплотнения. В зависимости от влажности породы данной подгруппы могут находиться в скрытно- текучем и текучем состоянии. Под нагрузкой сильно сжимаются и могут обладать тиксотропными свойствами, т.е. способностью переходить в текучее состояние при вибрации и вновь «затвердевать» после прекращения вибрационных усилий. Содержание свободной воды значительное: она преобладает над связанной водой.

Некоторые свойства мягких связных грунтов представлены в таблице 1.11 [8].

Таблица 1.11. Некоторые свойства мягких связных грунтов (класс В)

 

Грунт (район)	Содержание фракций, %	Плотность, г/см3	Пористость, %	Естественная влажность, %	Пластичность, %
>2 мм	2-0,05мм	0,05-0,005мм	<0,005 мм	минеральной части	скелета	верхний предел	нижний предел	число пласт.
Глины (Москва)					2,72	1,74
Глина (морена калининского оледенения, Латвия)	0,5		22,5		2,76	2,14		18,6
Озерно-ледниковые глины (Москва)					2,73	1,98
Суглинки (морена днепровского оледенения, Киев)	-	-	-	-	2,67- 2,61	2,04 - 1,90		17-25	29-31	14-19	10-16
Суглинки (морена московского оледенения, Москва)					2,70	2,20
Суглинки (морена калининского оледенения, Латвия)	10,8	50,5	23,5	15,2	2,70	2,28	23,3	10,1	16,8	9,4	7,4
Суглинки (Москва)					2,72	1,88
Суглинки современного аллювия (Москва)					2,69	1,90
Супесь (морена калининского оледенения, Латвия)	12,9	55,1	19,7	12,3	2,70	2,26	24,8	11,6	15,4		6,4
Лёссы (Ташкент)		10,6	63,8	24,6	2,70	1,56	50,3	18,5

1.6.3.Класс С. Грунты без структурных связей (рыхлые породы)

Раздельно зернистые осадочные горные породы представляют собой скопление минеральных частиц (зерен, обломков), находящихся в простом соприкосновении друг с другом. Из-за небольшой величины удельной поверхности частиц связность и число пластичности этих пород равны или близки к нулю, цементация частиц отсутствует.

Породы этого класса представляют собой сыпучие тела, сохраняющие свою форму только под действием веса частиц и трения между ними.

Деформации сжатия (уплотнения) связаны главным образом с перемещением и взаимным приспособлением частиц и поэтому имеют необратимый характер.

Деформации уплотнения протекают быстро вслед за приложением давления, что резко отличает данную группу пород от связных (глинистых) пород. Свободная поверхность породы (откоса) наклонена к горизонту под некоторым углом, называемым углом естественного откоса, величина которого в основном определяется плотностью сложения, формой и размером частиц.

Влияние влажности на механические свойства пород данной группы значительно меньше, чем для глинистых пород. Раздельно зернистые породы входят в состав морских, лагунно-морских и континентальных отложений.

Зерновой и минералогический состав. Частицы, составляющие скелет породы, отличаются друг от друга по своим размерам, форме и минералогическому составу. По размерам частиц различают валуны и камни (диаметром свыше 200 мм), гальку и щебень (размером от 10 до 200 мм), гравий и дресву (размером от 2 до 10 мм), песок (размером от 0,05 до 2,0 мм), пыль (размером от 0,002 до 0,05 мм) и глинистые частицы (размером менее 0,002 мм).

Зерновой состав влияет на все важнейшие водно-физические свойства и механические показатели пород. Значительное влияние на указанные свойства пород также оказывает форма минеральных зерен. Форму обломков различают по степени их окатанности, угловатости и изометричности.

С повышением крупности и угловатости зерен резко повышаются все показатели механической прочности. Отрицательно влияют на механические свойства песчаных пород пылеватые частицы.

Классификация раздельно зернистых пород в зависимости от зернового состава приведена в таблице 1.12.

 

Таблица 1.12. Классификация раздельнозернистых пород в зависимости от зернового состава

 

Наименование пород	Распределение частиц грунта по крупности в % от веса сухой породы
Галечники и щебенистые горные породы	Сумма всех частиц крупнее 10 мм составляет 50% и более
Гравийные и др. связные горные породы	Сумма всех частиц крупнее 2 мм составляет более 50%
Песок гравелистый	Сумма всех частиц крупнее 2 ммсоставляет более 25%
Песок крупнозернистый	Сумма всех частиц крупнее 0,5 мм составляет более 50%
Песок средней крупности	Сумма всех частиц крупнее 0,25 ммсоставляет более 50%
Песок мелкий	Сумма всех частиц крупнее 0,1 мм составляет более 75%
Песок пылеватый	Сумма всех частиц крупнее 0,1 мм составляет менее 75%

 

При высоком содержании пылеватых фракций, особенно в мелко- и тонкозернистых песках, порода легко размывается, приобретает повышенную сжимаемость и слабую устойчивость в фильтрующих откосах, особенно в рыхлом состоянии. Глинистые частицы несколько уменьшают отрицательное действие пылеватых частиц, но вместе с тем резко снижают водопроводимость породы.

По минералогическому составу раздельнозернистые породы могут быть однородными (часто одноминеральными) или смешанными (многоминеральными). Главными минеральными компонентами песков являются кварц, полевые шпаты и обломки различных пород и минералов. В меньшем количестве встречаются слюда, карбонаты, глауконит, пирит, магнетит и некоторые другие минералы. В составе рассматриваемых пород преобладают твердые, химические стойкие и инертные минералы.

Физические свойства. Из физических свойств наиболее важными для раздельнозернистых пород являются их уплотненность, влагонасыщенность, капиллярность, водоотдача и водопроводящие свойства. Уплотненность данных пород характеризуется коэффициентом плотности D, численно равным:

где ε_max - коэффициент пористости в самом рыхлом состоянии; ε_min - коэффициент пористости в самом плотном состоянии; ε_о - коэффициент пористости в естественном состоянии; n_max, n_min, n_о - соответственно значения пористости.

В зависимости от величины коэффициента плотности раздельнозернистые породы называются:

· плотными при 1,00 > D> 0,67;

· средней плотности при 0,67 > D> 0,33;

· рыхлыми при 0,33 > D > 0.

По величине коэффициента водонасыщения различают породы:

· маловлажные 0 < Kω ≤ 0,5;

· очень влажные 0,5 < Kω ≤ 0,8;

· насыщенные 0,8 < Kω ≤ l,0.

Капиллярные свойства пород характеризуются высотой и скоростью капиллярного поднятия. Максимальная высота капиллярного поднятия наблюдается у песков с размером фракций 0,1-0,05 мм; она в 8 раз превышает высоту капиллярного поднятия фракции песка с размерами зерен 1-0,5 мми достигнет 100 см (табл. 1.13).

 

Таблица 1.13. Скорость капиллярного поднятия в различных песках

Наименование породы	Высота капиллярного поднятия, см
Песок крупнозернистый	12-15
Песок среднезернистый	40-50
Песок мелкозернистый	90-100

 

Скорость капиллярного поднятия характеризуется следующими данными: первые сутки капиллярное поднятие в крупнозернистых песках достигает 88%, а в мелкозернистых - 50% от максимального значения.

Предельным размером зерен, среди которых еще наблюдается капиллярное поднятие, можно считать 2 мм.

Способность породы, насыщенной водой, отдавать свободную (гравитационную) воду, называют водоотдачей. Она характеризуется коэффициентом водоотдачи, численно равным отношением объема свободно стекающей воды к объему всей породы. У крупнозернистых песков коэффициент водоотдачи практически совпадает с величиной их пористости. Величина водоотдачи уменьшается с уменьшением крупности зерен.

Водоотдача раздельно зернистых пород численно равна разности между пористостью (полной влагоемкостью Wпв) и максимальной молекулярной влагоемкостью (W_м). Последняя соответствует количеству воды, находящейся в породе в связанном состоянии - в виде пленок, обволакивающих минеральные частицы.

Водопроницаемость раздельнозернистых пород в первую очередь зависит от их зернового состава (табл. 1.14).

 

Таблица 1.14. Водопроницаемость отдельных фракций песка (В.В. Охотин)

 

Наименование породы	Коэффициент фильтрации, м/сут
Галечник чистый	>100
Гравийный песок	100-20
Песок среднезернистый	50-2
Песок глинистый	2-0,1

 

Большое влияние на водопроницаемость раздельнозернистых пород оказывает их сложение. В зависимости от сложения различают однородную водопроницаемость, когда последняя одинакова во всех направлениях, и неоднородную, когда она изменяется с изменением направления (вдоль слоистости и нормально к слоистости).

Нередко слабосцементированным пескам, заключенным среди пластических глинистых пород, свойственна трещиноватость, которая резко повышает их водопроводимость.

Механические свойства. В раздельнозернистых породах давление передается непосредственно от частицы к частице через точки их соприкосновения. Вследствие малых размеров площадей соприкосновения частиц давления в точках соприкосновения намного (до нескольких тысяч раз) превышают удельные давления. По этой причине пленки воды, обволакивающие частицы, обычно разрываются и наблюдается плотное соприкосновение частиц. Указанными обстоятельствами объясняются относительно высокие значения угла внутреннего трения.

Сжатие раздельнозернистых пород, обладающих жестким минеральным скелетом, возможно почти исключительно за счет перегруппировки частиц в процессе их взаимного приспособления Однако такого рода перегруппировка частиц затруднена внутренним трением, достигающим в точках соприкосновения больших размеров.