Литература по Основам грунтоведения / Ананьев_Потапов_Инженерная Геология

частицами парообразной влаги при относительной ее упругости, равной 100

%.

Сама прочносвязанная вода имеет несколько разновидностей, каждая из которых существенно влияет на свойства пород; например, так называемая вода базальных поверхностей глинистых минералов (поверхности,

перпендикулярные ребрам и сколам их кристаллической и решетки) образует вокруг глинистых частиц сплошные пленки воды, вследствие этого величина связи между отдельными частицами уменьшается, что ведет к снижению прочности глинистых фунтов. При полном содержании всех видов прочносвязанной воды, т. е. при влажности, близкой к максимальной гифоскопичности, указанная потеря прочности глинистыми фунтами весьма значительна.

Содержание прочносвязанной воды в дисперсных фунтах определяется их минералогическим составом, дисперсностью, степенью однородности,

формой и характером поверхности минеральных частиц, а также составом обменных катионов в них.

В зависимости от комплекса факторов содержание прочносвязанной воды лежит в пределах 0,2—30 % (в монтмориллонитовьгх глинах содержание этой воды доходит до 20 %, а в каолинитовых—всего около 1 %)

Рыхлосвязанная вода по своим свойствам существенно отличается от прочносвязанной, например, имеет плотность, близкую к плотности свободной воды. Остановимся на этой разновидности воды несколько подробнее. Рыхлосвязанная вода подразделяется на пленочную и ос-

мотическую. Пленочная влага как бы облекает собой прочносвязанную и удерживается молекулярными силами в значительно меньшей степени, хотя природа ее взаимодействия с частицами весьма близка к поведению прочносвязанной влаги, но она подвижнее и диполи молекул воды в водной оболочке сориентированы относительно частицы грунта в значительной мере хуже. Суммарное содержание всех видов прочносвязанной и пленочной воды составляет влажность, которая называется максимальной молекулярной

влагоемкостью грунтов. Величина максимальной молекулярной влагоемкости показывает, какое количество связанной воды содержится в грунте под воздействием поверхностных сил притяжения грунтовых частиц.

Максимальная молекулярная влагоемкость у песка в среднем около 1—2 %, а

в монтмо-риллонитовых глинах может достигать почти 135 %

Осмотическая вода образуется в результате проникновения молекул воды из грунтовых растворов. Этот вид воды весьма слабо связан с поверхностью грунтовых частиц, подвижность ее весьма близка к подвижности свободной воды и по структуре и свойствам практически от нее не отличается.

Наличие в грунтах осмотической влаги обусловливает, особенно в глинистых грунтах, их пластичность во вполне определенных для различных грунтов диапазонах влажности.

Свободная вода. Рассмотрим сначала капиллярную влагу.

Капиллярную воду подразделяют на три вида: 1) вода углов пор, 2)

подвешенная вода, 3) собственно капиллярная вода.

Первый вид воды (вода углов пор или стыковая вода) иногда называют капиллярно-разобщенной водой или капиллярно-неподвижным состоянием свободной фунтовой воды. Этими названиями вполне четко характеризуется данный вид воды. Вода углов пор обычно образуется в местах соприкосновения — на контактах частиц — в виде отдельных капель,

занимающих суженные части пор и ограниченных менисками воды.

Содержание этого вида воды, например в песках, составляет 3—5 %, в

супесях —4—7 %. С ростом дисперсности количество воды до определенного предела растет.

При увеличении влажности грунта капиллярные поры могут быть полностью заполнены водой, в этом случае капиллярную воду подразделяют на собственно капиллярную и подвешенную воду (в зависимости от того,

соединяется она с уровнем грунтовых вод или нет.)

Собственно капиллярная вода формируется за счет поднятия воды

вверх от уровня грунтовых вод, образуя под грунтовыми водами в массиве грунта капиллярную кайму. Мощность капиллярной каймы определяется высотой капиллярного поднятия. Капиллярное поднятие зависит от ряда факторов, например, степени дисперсности, неоднородности грунта, его минералогического состава, формы и характера поверхности грунтовых частиц, плотности и пористости грунта (например, в песках она равна в среднем 50 см, а в супесях и других глинистых грунтах доходит до 2—3 м).

При уменьшении капиллярной воды в связи с высыханием грунта наблюдается ее восстановление благодаря подъему по капиллярным порам новых порций воды из водоносных горизонтов, подобно тому, как это происходит в капиллярной трубке, опущенной одним концом в воду.

Влажность грунта, у которого все капиллярные поры заполнены водой,

называют капиллярной влагоемкостью, которая зависит от тех же факторов,

что и высота капиллярного поднятия, а также специфической характеристики, как капиллярная пористость.

При промачивании грунтов сверху, например, при атмосферных осадках, при возведении грунтовых плотин гидромеханизацией или отсыпкой, при увлажнении и укатке грунта, а также в других случаях,

возникающих в строительной практике, в грунтах образуется подвешенная вода. Наиболее часто формирование ее происходит в песках, как в однородных, так и слоистых их толщах. Образование подвешенной воды зависит от гранулометрического состава песка и его исходной влажности.

Наибольшее количество подвешенной влаги, которое может удерживаться грунтом, называют наименьшей влагоемкостью или водоудерживающей способностью грунта. Вся влага, которая поступает в грунт сверх величины наименьшей влагоемкости, стекает по порам в ниже-

лежащие слои массива или слоистой толщи грунта.

Капиллярная вода, подобно гравитационной воде, передает гидро-

статическое давление, по другим свойствам она имеет как сходства, гак и различия, например, температура замерзания у нее, как и у (связанной воды,

может быть значительно ниже нуля (если капилляры Ø 1,6 мм t3 = —6,4 °С;

при Ø 0,06 мм t3 = —19 °С.) Эта вода способна передвигаться за счет разности температур (от колода к теплу), растворять и переносить соли; при испарении воды ги соли кристаллизуются и этим разрушают структуру грунтов и эоительных материалов, например, в дорожных одеждах.

Переходим к рассмотрению гравитационной воды, которую подраз-

деляют на: 1) просачивающуюся и 2) воду грунтового потока.

Первый вид воды преимущественно располагается в зоне аэрации (Зона аэрации — это часть грунтового массива, располагающегося между поверхностью земли и поверхностью грунтовых вод, в этой зоне грунт находится в трехфазном состоянии минеральные частицы — воздух — вода)

и перемещается под действием гравитационной силы сверху вниз. Это движение продолжается до тех пор, пока вода не встретит на своем пути слой фунта, обладающий малой водопроницаемостью,— фактически водонепроницаемый, водоупорный горизонт. После этого дальнейшее движение воды происходит под влиянием напора в виде потока фунтовых вод. Слой грунта, в котором движется вода грунтового потока, называют водоносным горизонтом.

В различных по степени дисперсности и неоднородности грунтах количество фавитационной воды может быть различным: так, в круп-

нообломочных грунтах (гравий, галечник) и в крупнозернистых песках гравитационная вода преобладает над другими видами воды.

Максимально возможное содержание в грунте связанной, капиллярной и гравитационной воды при полном заполнении его пор называют полной влагоемкостью грунта.

Гравитационная вода обладает всеми свойствами обычной воды. Она содержит в себе растворенные соли и газы, а также вещества в коллоидальном состоянии. Общая минерализация лежит в пределах от нескольких сот миллиграммов до нескольких сот граммов на литр, к

примеру, соленость морской воды равна 35 г/л.

Минерализация подземных вод увеличивается с глубиной. Раство-

ренные в воде соли находятся в подвижном равновесии с твердой составляющей фунтов и взаимодействуют с ней.

Гравитационная вода практически всегда находится в движении.

Проблемами динамики подземных вод и влиянием их на строительные свойства массивов и слоистых толщ фунтов занимается гидрогеология.

Движущаяся вода способна к растворению горных пород, выносу из них частиц, т. е. к изменению структуры и состава фунтов, к образованию и активизации геологических процессов.

Вода в твердом состоянии. При температурах ниже нуля гравитаци-

онная вода замерзает и содержится в фунте в виде льда. Лед может формировать в фунте как прослои различной, иногда значительной мощности, так и рассеянные в его толще отдельные кристаллы. Кри-

сталлический лед в большинстве случаев ифает роль природного цемента,

скрепляющего минеральные частицы друг с другом. Присутствие льда резко изменяет свойства грунта.

Свойства мерзлых рыхлых грунтов зависят от изменений температуры,

особенно при колебаниях ее около О °С, так как вблизи этой границы резко меняется количество в грунте незамерзшеи воды. Соотношение содержания незамерзшеи воды и льда в грунте влияет на изменение большей части физических и химических свойств дисперсных мерзлых грунтов.

Резкое изменение сфоения грунтов происходит при миграции влаги и льдовыделении в процессе промерзания дисперсных, особенно глинистых,

грунтов. Эти изменения влекут за собой естественное изменение физических и механических свойств грунтов. Следует иметь в виду то, что повторное замерзание и оттаивание дисперсных пород приводят к необратимым изменениям структуры (и в том числе степени дисперсности) и свойств этих пород, так, например, увеличивается количество свободной воды, возрастает фильтрационная способность, изменяется прочность, электрические и другие свойства.

Е.М. Сергеев отмечает, что влажные песчаные грунты при промер-

зании резко изменяют свои свойства уже при близких к нулю отрицательных температурах; глинистые же грунты при замерзании изменяют свои свойства более плавно, монотонно, и в более значительном диапазоне отрицательных температур. Неразрушенные скальные породы при промерзании изменяют свои физические и механические свойства в наименьшей мере. Изучением свойств мерзлых грунтов занимается мерзлотоведение. Мерзлые грунты распространены в России широко, поэтому в строительстве их используют очень часто. Кроме того, значительные территории страны относятся к климатическим зонам, где грунты испытывают постоянное (ежегодное)

сезонное промерзание — оттаивание.

Кристаллизационная и химически связанная вода. Кристаллизационная и химически связанная вода, часто называемая конституционной, участвует в формировании кристаллических решеток различных минералов. Так, вода входит в состав таких минералов, как гипс (CaSO4 х 2Н2О) и ряда других.

Кристаллизационная вода, участвуя в построении кристаллической решетки минералов, сохраняет свою молекулярную форму.

Химически связанная вода входит в состав таких соединений, как гидроксиды (СаО х Н2О) или, например, лимонит (Fe2O3 x пН2О). Эта вода не сохраняет своего молекулярного единства, однако более прочно, по сравнению с кристаллизационной, связана с другими молекулами кристаллических решеток.

Для того чтобы удалить химически связанную воду из минерала, его нужно нагреть примерно до 200 °С, а это может привести к распаду -

(разрушению) минерала.

В химически связанной воде, в отличие от кристаллизационной, в

некоторых случаях ион водорода может замещаться ионом металла (Са, Mg, Na, К, Fe).

Химически связанная и кристаллизационная вода или одна из них присутствуют во вторичных минералах. Среди первичных минералов

значительное количество безводных. Поэтому в глинистых фунтах вода,

входящая в кристаллические решетки минералов, Ифает более значительную роль, чем в песчаных.

Очень близко к рассмотрению влияния различных видов воды на свойства фунтов находится оценка роли обменных катионов в фунтах.

Обменные катионы в грунтах. Общее количество ионов в фунте, :t

способных к обмену в данных условиях, называют емкостью поглощения 1И

емкостью обмена грунта (по Е.М. Сергееву).

В обменных процессах в фунтах участвуют главным образом катионы,

так как большинство минеральных и органических частиц в воде приобретает отрицательный электрический заряд.

Обменные катионы, т. е. катионы, участвующие в реакциях обмена,

находятся в химической связи с поверхностными молекулами минеральных частиц. Проникновение катионов в состав кристаллической решетки обусловливает возможности этой химической связи.

Способные к обмену катионы входят в состав коллоидных мицелл вокруг частиц грунта, находятся на внешней поверхности частиц, в

межпакетном пространстве кристаллической решетки. В фунтах наиболее распространены такие катионы, как Са2+, Mg2+, Na+, K+, H+; гораздо реже встречаются Al3+, Fe3+, Fe2+, NH+4, Li+. По своей активности ионы располагаются в следующий ряд (по убыванию активности): Li, Na, К, NH4, Mg, Ca, Ba, H, Al, Fe.

Изучение состава обменных катионов и изменения его во времени имеет большое практическое значение, так как свойства высокодисперсных грунтов, например глинистых и лессовых, зависят от состава обменных катионов не в меньшей степени, чем от других факторов. Состав обменных катионов играет определяющую роль в содержании различных категорий воды в грунте, одновременно сказываясь на формировании его микроструктуры и микротекстуры. Это же, в свою очередь, определяет инженерно-геологические свойства грунтов.

Количество связанной воды существенным образом зависит от состава обменных катионов в ней. Образование мощных оболочек связанной воды влечет за собой распад микроафегатов в грунте. Уменьшение оболочек связанной воды вокруг фунтовой частицы ведет к обратному явлению — процессу коагуляции частиц, т. е. к образованию микроафегатов, а это, в

свою очередь, оказывает заметное влияние на формирование микроструктуры и микротекстуры фунта. Н.Я. Денисов считал, что состав поглощенных катионов в очень большой мере сказывается на сорбционной способности частиц, т. е. способности частиц связывать воду. Так, в

присутствии одновалентного катиона Na+ при прочих равных условиях частицы связывают существенно большее количество воды, чем в присутствии двухвалентных катионов — Са2+, Mg2+. Таким образом, Na-

катион как бы усиливает влияние глинистых частиц на свойства пород, а

двухвалентные катионы, наоборот, это влияние уменьшают. Иными словами,

замена в глинистых породах двухвалентных катионов катионами Na

эквивалентна по своему влиянию на свойства пород увеличению содержания глинистых частиц. Это обстоятельство имеет чрезвычайно важное значение.

Содержание глинистых частиц в породе, так называемая «глинистость» породы, определяет такие свойства, как способность грунта к набуханию и величину его усадки. Например, набухание происходит при поглощении породами воды, сопровождающемся увеличением толщины пленок связанной воды в контактах частиц и расстояния между ними под действием расклинивающего влияния этих пленок. Набухание сопровождается падением прочности глинистых пород.

Н.Я. Денисов отмечал, что для сохранения индивидуальных частиц в суспензии и предотвращениями коагуляции (т. е. объединения в агрегаты)

необходимо сохранить отрицательный заряд частиц, вызывающий их отталкивание друг от друга. Этому способствует наличие в дисперсионной среде одновалентных катионов. Наоборот, появление в этой среде двухвалентных катионов приводит к коагуляции и переходу коллоидных

систем из золя в гель. Описанное явление имеет существенное значение для формирования плотности глинистых осадков, приобретения рыхлыми горными породами преимущественно глинистого состава того или иного состояния по «плотности — влажности».

В тесной связи с изложенным находятся положения Н.Я. Денисова об интенсивности уплотнения глинистых осадков и пород от их состава и особенностей среды, окружающей их частицы.

Как отмечал Н.Я. Денисов, начальная пористость (плотность) водных глинистых осадков зависит от состава частиц и состава воды. Чем больше глинистых частиц (выше «глинистость») содержит осадок при одинаковом составе воды, тем больше будет его начальный объем и пористость и тем меньше будет плотность. Это объясняется различным набуханием осадков разного состава. Таким образом, начальная пористость будет самой высокой у глин, постепенно она будет снижаться у суглинков, супесей и, наконец,

песков. В воде, содержащей ионы натрия, объем глинистых осадков при прочих равных условиях будет больше, чем при содержании ионов кальция.

Уплотнение осадков различного состава при увеличении природного давления в процессе их накопления будет протекать по-разному: наиболее интенсивно в глинах, причиной чего является смазывающее влияние связанной воды, окружающей глинистые частицы, и наличие значительного количества сравнительно крупных пор; значительно меньшая интен-'

сивность уплотнения в суглинках, еще меньше — в супесях и совсем незначительно в песках. Интенсивность уплотнения глинистых осадков и пород зависит от количества глинистых частиц, их минералогического состава и валентности поглощенных ионов. К примеру, при прочих равных условиях она возрастает с увеличением количества монтмориллонита в глинистой фракции и при наличии поглощенного натрия.

Исходя из этого, отметим, что интенсивность уплотнения глинистых осадков и пород является функцией предела текучести; чем выше значение предела текучести, тем меньше начальная плотность глинистого осадка и тем

интенсивнее будет протекать уплотнение осадков и пород при увеличении давления.

Известно, что прочность дисперсных систем, в силу которых относятся и глинистые породы, зависит от давления, влияние которого они испытывали. Следовательно, при одинаковой плотности наиболее прочной будет глина, менее прочным — суглинок и наименее прочной из рассмотренных пород — супесь. Надо иметь в виду, что от прочности пород зависит возможность их выдавливания из-под фундаментов, что обычно является причиной разрушения зданий и сооружений. Кстати, это показывает, что распространенное представление о том, что с большей плотностью связана и большая прочность глинистых пород, справедливо лишь в отношении пород одинакового состава.

Отмеченное выше влияние катионного состава на «глинистость» породы сказывается на усадке глинистых пород при потере ими влаги.

Величина усадки характеризуется процентным отношением уменьшения объема образца породы при его высушивании к первоначальному объему, а

эта величина существенно возрастает с увеличением содержания в породе глинистых частиц (особенно монтмориллонита), т. е. с увеличением предела текучести. Усадка при высыхании может быть одной из причин перехода пород нормальной плотности в переуплотненное состояние. Особенно часто это проявляется в тяжелых суглинках и глинах у поверхности земли в районах со сравнительно сухим климатом.

Недоуплотненное состояние наиболее характерно для пород с малой величиной предела текучести, т. е. для пьшеватых супесей и суглинков, с

незначительным количеством глинистых частиц, особенно частиц монтмориллонита, и наличием одновалентных катионов.

При доуплотнении недоуплотненных пород под нагрузкой и при увлажнении, которое не может быть равномерным, возможно возникновение неравномерных дополнительных осадок сооружений.