Види води та газоподібних включень у ґрунті
Вода в ґрунті, її види та властивості можуть бути дуже різними залежно від її вмісту в ґрунті та величини сил взаємодії з мінеральними частинками, що визначається, головним чином, гідрофільністю мінеральних частинок.
Мінеральні частинки ґрунтів заряджені негативно, а молекули води представляють диполі, заряджені позитивно однією (атом кисню) і негативно іншому (два атома водню) кінці. При дотику твердої мінеральної частинки з водою виникають електромолекулярні сили взаємодії, які притягують диполі води до поверхні мінеральних частинок з величезною силою (особливо перші шари), і чим більша питома поверхня частинок, тим більше молекул води буде перебувати у зв'язаному стані. Електромолекулярні сили взаємодії, за сучасними даними, дуже великі і біля поверхні мінеральних частинок (для першого ряду пов'язаних молекул води) становлять величину близько кількох сотень мегапаскалів. У міру віддалення від поверхні твердих частинок вони швидко зменшуються і на відстані, що дорівнює приблизно 0,5 мкм, стають близькими до нуля. Найближчі до мінеральної частки шари в 1-3 ряду молекул води, що стикаються з твердою поверхнею, настільки пов'язані електромолекулярними силами тяжіння з поверхнею, що їх не вдається видалити ні зовнішнім тиском у кілька атмосфер, ні дією напору води, і ці шари утворюють плівки так званої міцнозв'язаної адсорбованої води
Наступні шари молекул води, що оточує мінеральні частинки, зв'язуватимуться і орієнтуватимуться граничною фазою в міру віддалення від твердої поверхні ґрунтових частинок все меншими силами; вони утворюють шари рихлозв'язаної (ліосорбованої) води, які піддаються видавлюванню з пор грунту зовнішнім.тиском до кількох сотень кілопаскалів (іноді і до кількох мегапаскалів).
Нарешті, молекули води, що знаходяться поза сферою дії електромолекулярних сил взаємодії з поверхнею мінеральних частинок, утворюватимуть вільну (за проф. А. Ф. Лебедєву) - гравітаційну воду, рух якої відбувається під дією різниці напору, і капілярну, що підтягується на деяку висоту від рівня ґрунтових вод силами капілярного натягу води (капілярними менісками, що утворюються під дією адсорбційних сил поверхні в тонких порах ґрунтів і обумовлюють ^капілярні сили в ґрунтах).
На рис. 1.3 показано схему електромолекулярної взаємодії поверхні мінеральних частинок з водою.
Газоподібні включення (пари, гази) завжди в тій чи іншій кількості містяться в ґрунтах і можуть знаходитися в наступних станах: замкненому, розташовуючись у вакуолях (пустотах) між твердими мінеральними частинками, оточеними плівками зв'язаної води, вільному, коли гази (повітря) з'єднуються з атмосферою, і, нарешті, розчиненими у поровій воді.
Наявність бульбашок газів, як замкнутих, так і що містяться в порочній воді, істотно позначається на деформованості грунтів, обумовлюючи стисливість поровової води і збільшуючи пружність грунту. як вони практично не беруть участь у розподілі тисків між частинками.
Для встановлення основних показників стисливості ґрунту виробляють випробування його на ущільнення під навантаженням в умовах одновимірного завдання, коли деформації ґрунтуможуть розвиватися тільки в одному напрямку та жодні інші сили, крім зовнішнього навантаження, не діють. Досвідами (проф. К. Терцаги та ін.) було встановлено, що для водонасичених, але маловодопроникних глинистих ґрунтів кожному збільшенню зовнішнього тиску відповідає цілком певна зміна вологості. Залежність між вологістю та Тиском можна зобразити у вигляді кривої (рис. 2.2, а), яка носить назву компресійної кривої. Так як для повністю водонасичених ґрунтів існує закономірний зв'язок між вологістю і коефіцієнтом пористості [залежність (1.7)], то компресійну криву (рис. 2.2, а) легко перебудувати в координатах «коефіцієнт пористості - тиск» Більш загальним методом побудови компресійних кривих є метод визначення коефіцієнта пористості за осадами зразків ґрунту при ущільненні в компресійному приладі. Якщо позначити: він - початковий коефіцієнт пористості ґрунту; обчислюється за формулами (1.П і (1.2) і даними питомої ваги сухого ґрунту, вологості та питомої ваги частинок ґрунту; еi - коефіцієнт пористості ґрунту при будь-якому ступені навантаження; завантаження; Дя / - зміна пористості грунту (об'єму пір) від початку завантаження; 3 МПа, що зазвичай і має місце в підставах споруд), то з достатньою для практичних цілей точністю можна прийняти відрізок прямої к1 компресійної кривої) за пряму. el = eQ - tgapl. Тангенс кута нахилу відрізка компресійної кривої до осі тисків tga характеризує стисливість ґрунту в аналізованому діапазоні тисків (від р\ до рй), оскільки чим більше кута нахилу а, тимбільше буде і стисливість ґрунту. Ця величина носить назву коефіцієнта стисливості ґрунту і позначається те, тобто m0 = tga. Коефіцієнт стисливості може бути виражений через з або, позначивши р2-р \ = р (де р - збільшення тисків, або так тиск, що діє), будемо мати
6. m0 = (el - e2) / pt т. е. коефіцієнт стисливості дорівнює відношенню зміни коефіцієнта пористості до величини діючого тиску. Для відрізка до 'l' (рис. 2.5) кривої набухання (розвантаження) точно таким же шляхом отримаємо'(==e0-tgz'Pi, де tg a' — коефіцієнт набухання. При розрахунках осад ущільнення ґрунтів часто користуються так званим коефіцієнтом відносної стисливості tnv, рівним
mv = m0/(\ + eQ). значення р і е для крайніх точок і I прямолінійного відрізка (рис. 2.5): Закон ущільнення. Рівняння (2.3 ') визначає зміну коефіцієнта пористості лише для спрямованого ділянки компресійної кривої, тому є наближеним рівнянням. Якщо зміни тисків будуть нескінченно малими, то зміни коефіцієнта пористості буде суворо (точно) пропорційні зміні тиску. Диференціюючи рівняння (2.3 '), отримаємо
de = - mQdp. Цей закон формулюється наступним чином: нескінченно 1 мале зміна відносного обсягу пор грунту прямо пропорційно нескінченно малої зміни тиску.