Физические свойства грунтов

Вес единицы объема грунта является важной инженерно-геологической характеристикой. В грунтоведении используют следующие показатели, характеризующие вес пород: удельный вес, объемный вес грунта, объемный вес скелета грунта, объемный вес грунта под водой и объемный вес абсолютно сухого (высушенного) грунта. Наиболее употребительными являются первые три показателя.

• Удельный и объемный вес грунтов
• Теплофизические свойства грунтов
• Электрические свойства грунтов
• Электропроводность грунтов
• Диэлектрическая проницаемость грунтов
• Магнитные свойства грунтов
• Капиллярное движение воды в грунтах
• Капиллярная связность грунтов
• Водопроницаемость грунтов

Удельный и объемный вес грунтов

Вес единицы объема грунта является важной инженерно-геологической характеристикой. В грунтоведении используют следующие показатели, характеризующие вес пород: удельный вес, объемный вес грунта, объемный вес скелета грунта, объемный вес грунта под водой и объемный вес абсолютно сухого (высушенного) грунта. Наиболее употребительными являются первые три показателя.

Удельный вес грунтов. Удельным весом грунта называется отношение веса твердых частиц (gs) к их объему (Vs).

Численно удельный вес равен весу единицы объема скелета грунта при отсутствии пор. Обычно в качестве единицы измерения удельного веса пород применяют Г/см3 (внесистемная единица измерения).

Величина удельного веса грунтов определяется их минералогическим составом и присутствием органических веществ, поскольку удельный вес этих составляющих грунта далеко не одинаков, точно так же, как отличен удельный вес различных минералов.

В соответствии с удельным весом наиболее распространенных породообразующих минералов удельный вес большинства пород колеблется от 2,5 до 2,8 Г/см3. Он увеличивается с увеличением содержания в грунте тяжелых минералов. Поэтому у основных пород удельный вес (3,0—3,4 Г/см3) выше, чем у кислых пород, удельный вес которых приближается к удельному весу кварца (удельный вес гранитов, например, равен 2,6—2,7 Г/см3).

Наличие органических веществ понижает удельный вес грунтов в связи с тем, что их удельный вес небольшой (у гумуса 1,25—1,40 Г/см3). Почвы, содержащие гумус, характеризуются меньшим удельным весом по сравнению с материнскими породами.

В грунтах, не содержащих водорастворимых веществ и органических остатков, удельный вес отдельных гранулометрических типов дисперсных грунтов является величиной довольно постоянной.

Объемный вес грунтов. Одним из наиболее важных физических свойств грунтов, определяющих, с одной стороны, целый ряд других его свойств, а с другой — характеризующих структурно-текстурные особенности этих грунтов, является объемный вес грунтов. Он используется в качестве прямого расчетного показателя для вычисления природного давления пород на подпорную стенку, для расчета устойчивости откосов и оползневых склонов и т. д. Кроме того, его величина применяется для расчетного объемного веса скелета грунта, его пористости и коэффициента пористости.

Объемный вес влажного грунта или просто объемный вес, — это вес единицы объема грунта с естественной влажностью при ненарушенном сложении.

Теплофизические свойства грунтов

Тепловой режим толщи грунтов оказывает большое влияние на такие природные процессы, как выветривание и почвообразование, а также на устойчивость инженерных сооружений, возводимых человеком. При характеристике теплового режима пород необходимо знание таких теплофизических характеристик, как теплоемкость, теплопроводность и температуроводность грунтов. Кроме того, используются показатели, характеризующие термические линейное и объемное расширения и морозостойкость грунтов.

Теплоемкость грунтов. Теплоемкость характеризует способность грунтов поглощать тепловую энергию при теплообмене. Она является одной из основных характеристик при теплотехнических расчетах. Различают объемную и удельную (весовую) теплоемкости грунтов.

Удельная теплоемкость (С) численно равна количеству тепла, которое необходимо сообщить единице веса породы для изменения ее температуры на 1°C при отсутствии фазовых переходов воды Ее размерность — кал/г•град или ккал/кг•град.

Объемная теплоемкость (Cv) численно равна количеству тепла, необходимого для изменения температуры 1 см3 грунта на 1°С. Размерность этой величины — кал/см3•град или ккал/м3•град.

В грунтоведении чаще всего используют удельную теплоемкость грунтов как более постоянную величину; поэтому в дальнейшем изложении под теплоемкостью мы будем понимать удельную теплоемкость. Ее величина при небольших изменениях температуры (несколько десятков градусов) и давления принимается постоянной.

Теплоемкость грунтов как многофазных систем определяется теплоемкостью их твердой, жидкой и газообразной составляющих.

Теплоемкость твердой компоненты грунтов (и следовательно, теплоемкость сухих грунтов) определяется ее минералогическим составом и содержанием органических веществ.

Величина удельной теплоемкости наиболее распространенных минералов изменяется от 0,12 до 0,25 кал/г•град, причем у большинства из них она составляет 0,17—0,22 кал/г•град. В соответствии с этим удельная теплоемкость сухих грунтов, не содержащих значительной примеси органики, также колеблется в этих пределах. Ее величина уменьшается с увеличением объемного веса скелета грунтов.

Теплоемкость органических веществ значительно больше, чем минеральных, поэтому теплоемкость почв и торфов, высушенных при 100°С, составляет 0,19—0,50 кал/г•град. Наибольшую теплоемкость имеют торф и почвы, богатые гумусом. В соответствии с этим в почвах наблюдается закономерное уменьшение теплоемкости вниз по разрезу по мере уменьшения содержания гумуса. В случае незначительного содержания гумуса в почве величина теплоемкости с глубиной изменяется мало.

Электрические свойства грунтов

Способность грунтов проводить и поглощать электрический ток широко используется на практике при геофизических исследованиях, при осушении и электрооттаивании грунтов. Электрические свойства грунтов используются при расчете заземляющих устройств электростанций, линий электропередач, для расчета защитных устройств в целях борьбы с коррозией трубопроводов и т. д. Наиболее важными электрическими свойствами являются электропроводность и диэлектрическая проницаемость грунтов.

Электропроводность грунтов

Электропроводность грунтов—способность грунтов проводить электрический ток. Это свойство характеризуется величиной удельной электропроводности или удельного электрического сопротивления.

Удельное электрическое сопротивление измеряется в ом•м и ом•см, удельная электропроводность — в ом-1•м-1 и ом-1•см-1.

Удельное электрическое сопротивление численно равно полному сопротивлению в омах 1 м3 грунта с основанием 1 м2 и длиной 1 м, измеренному перпендикулярно плоскости куба.

Электропроводность и электрическое сопротивление грунтов являются сложными и достаточно изменчивыми характеристиками. Их величина зависит от большого комплекса факторов, наиболее важными из которых являются минералогический состав грунтов, их дисперсность, структурно-текстурные особенности, влажность, химический состав и концентрация порового раствора, температура и давление. Вследствие этого электропроводность и удельное электрическое сопротивление грунтов в зависимости от их состояния могут изменяться в очень широких пределах.

Электропроводность минеральных и органогенных частиц, слагающих грунты, разнообразна по своей природе и величине. Среди них по характеру электропроводности выделяются проводники, полупроводники и диэлектрики, взаимное соотношение которых во многом определяет электрические свойства грунтов. Идеальными проводниками являются самородные металлы, содержание которых в горных породах ничтожно. Преобладающее же большинство минералов, слагающих скелет грунтов, представляют собой полупроводники и диэлектрики. Они обладают как электронной, так и ионной электропроводностью. У минералов — диэлектриков, составляющих основную массу породообразующих минералов, преобладает ионная электропроводность, роль которой увеличивается с повышением температуры среды. Особенно сильно возрастает ионная электропроводность у легко гидролизующихся глинистых минералов, у которых наряду с типичной ионной электропроводностью наблюдается молионная. Роль последней особенно велика у глинистых растворов. При прочих равных условиях электропроводность грунтов находится в прямой зависимости от количества хорошо проводящих минералов.

Электропроводность грунтов в значительной степени зависит от их влажности, состава и концентрации порового раствора. Электропроводность сухих грунтов во много раз меньше, чем влажных, что объясняется резкой разницей удельного электрического сопротивления воздуха и воды. Поэтому трещиноватые и кавернозные сухие скальные грунты имеют очень высокое удельное электрическое сопротивление. Электропроводность сухих несвязных грунтов также высокая и определяется в основном сопротивлением контактов твердой фазы между отдельными зернами. Наличие воды в грунтах резко повышает их электропроводность. Можно считать, что удельное сопротивление влажных грунтов является в основном функцией электропроводности поровых вод, поскольку минеральный скелет обладает, как показано выше, высоким электрическим сопротивлением.

Природные воды, находящиеся в порах грунтов, представляют собой природный электролит различного состава. Для него характерна ионная электропроводность. Удельное сопротивление природных вод в зависимости от их химического состава и концентрации изменяется в широких пределах (от 10-2 до 103 ом•м и более) и уменьшается с увеличением концентрации природных вод. Все это обусловливает увеличение электропроводности влажных грунтов при возрастании концентрации поровых вод.

Наибольшие изменения электропроводности с повышением влажности грунтов наблюдаются в пористых осадочных породах. Например, при увлажнении сухого песчаника на 2—3% его удельное электрическое сопротивление уменьшается на несколько порядков. У магматических и метаморфических пород, характеризующихся незначительной пористостью (в них преобладают закрытые поры), эта зависимость выражена слабее.

Удельное электрическое сопротивление дисперсных грунтов в естественных условиях благодаря наличию в их порах воды во много раз меньше сопротивления основных породообразующих минералов. В тонкодисперсных грунтах при гигроскопическом их увлажнении электропроводность близка к нулю. По мере дальнейшего увеличения влажности происходит достаточно резкое ее увеличение. С увеличением влажности до 60—80% от величины полной влагоемкости электропроводность возрастает до максимума. При дальнейшем увеличении влажности в слабозасоленных грунтах электропроводность может уменьшиться вследствие разбавления содержащегося в порах раствора электролита (Ананян, 1968).

В глинистых породах наблюдается явление поверхностной проводимости, которое имеет место при концентрации раствора электролита до 0,1 н. Явление поверхностной проводимости в глинистых грунтах указывает на существование электропроводности их гидратного слоя, относительная величина которого обратно пропорциональна степени засоления грунта и прямо пропорциональна его дисперсности. Удельная электропроводность в порах таких грунтов складывается из удельной электропроводности свободного порового раствора и из поверхностной проводимости избыточных ионов межфазового слоя.

Величина поверхностной проводимости глинистых грунтов также зависит от их влажности. Р. И. Злочевская (1969) показала, что по мере возрастания влажности глинистых грунтов их поверхностная проводимость возрастает, достигает максимума в области влажностей, несколько больших нижнего предела пластичности, а затем падает при более высоких влажностях.

Электропроводность грунтов зависит также от структурно-текстурных особенностей грунтов: от формы упаковки грунтовых частиц и общей пористости.

Большая часть грунтов, особенно их слоистые осадочные и метаморфические разности, характеризуется электрической анизотропией: электропроводность слоистых (и сланцеватых) грунтов вдоль напластования всегда выше, чем перпендикулярно напластованию. Это свойство грунтов характеризуется коэффициентом анизотропии.

Электропроводность грунтов в значительной степени зависит от температуры. С возрастанием температуры удельное электрическое сопротивление грунтов падает и, следовательно, возрастает их электропроводность. В частности, электросопротивление осадочных пород при возрастании температуры на 40—50°C уменьшается в 2 раза и более. С понижением температуры грунта и образованием льда в его порах электрическое сопротивление резко возрастает.

Диэлектрическая проницаемость грунтов

Основной характеристикой диэлектрических особенностей грунтов является их диэлектрическая проницаемость. При изучении грунтов по их диэлектрическим свойствам обычно пользуются безразмерной относительной диэлектрической проницаемостью, которая показывает, во сколько раз электрическая сила, действующая на любой заряд в данной среде, меньше, чем в вакууме.

Диэлектрическая проницаемость наряду с электропроводностью и магнитной восприимчивостью является свойством грунтов, определяющим характер распространения в них переменных электромагнитных полей. Она обусловлена свойством молекул, атомов и ионов, слагающих различные компоненты грунтов, поляризоваться в электрическом поле.

Диэлектрическая проницаемость грунтов определяется химико-минералогическим составом твердой, жидкой и газообразной составляющих, их соотношением в единице объема, структурными особенностями грунтов, частотой поляризующего поля, температурой и давлением.

Диэлектрическая проницаемость основных породообразующих минералов колеблется от 3—4 до 10—12 (например, у кварца 4,3—5,6, у полевых шпатов 4,5—7,2, слюд 5,4—11,5, кальцита 7,5—8,7, гипса 4,2 и др.), и лишь у некоторых минералов она существенно возрастает (например, у рутила — 86). Диэлектрическая проницаемость чистого воздуха близка к 1; ее величина для воды при температуре 0°C равна 88, при повышении температуры до 100°C она уменьшается до 55. Диэлектрическая постоянная льда при температуре —2°С равна 79, при температуре — 18°С она снижается до 3. Такое разнообразие величины диэлектрической проницаемости твердой, жидкой и газообразной составляющих грунта свидетельствует, что в естественных условиях в зависимости от состава и состояния пород она будет изменяться в более узких пределах по сравнению с удельным электрическим сопротивлением грунтов. Действительно, величина диэлектрической проницаемости грунтов составляет 4—40, причем у большинства из них она ниже 20.

Наименьшие значения диэлектрической проницаемости характерны для сухих пористых пород, причем с увеличением пористости грунтов они уменьшаются. Поскольку диэлектрическая постоянная у воды выше, чем у породообразующих минералов и газов, то увеличение влажности грунтов приводит к увеличению их диэлектрической проницаемости. Диэлектрическая проницаемость зависит от температуры грунтов: с повышением температуры она уменьшается у воды и влажных пород и возрастает у сухих. Диэлектрическая проницаемость мерзлых дисперсных грунтов также зависит от температуры: при понижении последней происходит значительное ее уменьшение.

Диэлектрическая проницаемость грунтов в переменных полях зависит от частоты поляризующего тока. с увеличением частоты тока диэлектрическая проницаемость уменьшается. Наиболее сильно она снижается у влажных грунтов, для воздушно-сухих пород характер этой зависимости менее интенсивен. Например, образец песчаника, насыщенный водой до влажности 12%, снижает диэлектрическую проницаемость в 100 раз при увеличении частоты тока от 102 до 107 гц. В то же время диэлектрическая проницаемость воздушно-сухого образца этого же песчаника остается практически постоянной на всех частотах.

Диэлектрическая проницаемость грунтов определяется путем измерения емкости конденсатора, между обкладками которого помещен исследуемый образец, на который накладывается переменное электрическое поле.

Магнитные свойства грунтов

Все грунты в большей или меньшей степени обладают магнитными свойствами. Это обусловлено тем, что основная часть породообразующих минералов относится к группе парамагнетиков. Кроме того, в грунтах практически всегда содержится некоторое количество ферромагнитных соединений (например, магнетит, пирротин, ильменит, гематит и др.).

В качестве параметров, характеризующих магнитные свойства грунтов, обычно используются величины магнитной восприимчивости, остаточной намагниченности, коэрцитивной силы и др.

Намагниченностью (I) называется результирующий магнитный момент единицы объема грунта, вызванный однородным магнитным полем. Эта величина представляет собой вектор. Ее размерность гс/см3.

Для одних веществ (ферромагнетиков) намагниченность является сложной функцией внешнего магнитного поля, для других (диа- и парамагнетиков) — в определенных интервалах полей и температур эта функция может быть линейной.

Магнитная восприимчивость является коэффициентом пропорциональности между намагниченностью и внешним магнитным полем, создавшим ее, и численно равна отношению намагниченности к напряженности магнитного поля.

Магнитная восприимчивость является одной из важнейших характеристик магнитных свойств. По ее величине все вещества формально делятся на два класса: класс диамагнетиков и класс парамагнетиков. Некоторые материалы характеризуются положительной магнитной восприимчивостью и высокими ее значениями (10—105). Они могут приобретать очень сильную намагниченность. Такие материалы называются ферромагнитными. Приуроченность минералов к тому или иному классу определяется структурой электронных оболочек атомов, входящих в состав минерала, и структурой его кристаллической решетки.

К диамагнитным минералам относятся многие самородные металлы (медь, цинк, серебро, золото и др.), сера, графит, а также такие важнейшие породообразующие минералы, как кварц, кальцит, гипс, ангидрит, галит и др. Среди горных пород к чистым диамагнетикам могут быть отнесены каменные соли, мел и известняк.

Большая часть минералов и горных пород относится к группе сильных парамагнетиков (например, пирит, рутил, эпидот, шпинель, турмалин, авгит, роговая обманка, сидерит, доломит, биотит и др.).

К собственно ферромагнитным минералам относится самородное железо, магнитная восприимчивость которого достигает тысяч единиц. Большинство минералов железа является ферромагнетиками (магнетит, титано-магнетиты, пирротин и др.). Магнитная восприимчивость магнетита достигает 20, у остальных минералов — не более 0,4.

Магнитные свойства грунтов определяются их химико-минералогическим составом и структурой — соотношением в грунтах диа-, пара- и ферромагнитных минералов и их взаимосвязью. Однако ведущая роль в создании определенных магнитных свойств грунтов принадлежит ферромагнетикам, поскольку их магнитная восприимчивость обычно на много порядков превышает магнитную восприимчивость основных породообразующих диа- и парамагнитных минералов. Даже незначительное содержание в грунтах ферромагнитных минералов (десятые и сотые доли процента) оказывается достаточным для проявления в них типичных ферромагнитных свойств.

Наибольшей магнитной восприимчивостью обладают породы магматического происхождения, для которых в целом характерно уменьшение к от ультраосновных пород к кислым в соответствии с изменением их минералогического состава.

Магнитная восприимчивость метаморфических пород несколько меньше по сравнению с магматическими. Незначительная магнитная восприимчивость характерна для глинистых сланцев, филлитов, кристаллических сланцев, кварцитов, гнейсов, мраморов и других пород. Высокие значения этого параметра свойственны железистым кварцитам, роговикам, серпентинитам, скарнам и магнетитовым сланцам.

Осадочные породы обычно практически немагнитны или очень слабомагнитны, что, отчасти, обусловлено небольшим содержанием в них ферромагнитных соединений. Наименьшей магнитной восприимчивостью обладают известняки, доломиты, ангидриты, гипсы, соли и другие хемогенные породы, состоящие в основном из диамагнитных минералов. Слабо магнитные и магнитные разновидности установлены среди песков, песчаников и глин, причем обычно (но не всегда) при переходе от песчано-пылеватых пород к глинистым их магнитная восприимчивость возрастает.

Магнитные свойства имеют значение при формировании различных типов грунтов, особенно тонкодисперсных глинистых разновидностей. Исследования поведения глинистых суспензий, паст и осадков в магнитном поле, выполненные Ю. Б. Осиповым (1968), показали, что магнитные свойства минералов и магнитное поле существенно влияют на процесс осаждения глинистых пород и формирование их структурно-текстурных особенностей и, как следствие этого, на механические и реологические свойства как глинистых суспензий, так и сформировавшихся осадков. Это обусловлено наличием на поверхности глинистых минералов высокодисперсных ферромагнитных частиц, которые достаточно прочно связаны с первыми.

В процессе осаждения глинистых суспензий и последующей сушки осадка в магнитном поле установлено, что характер образующейся трещиноватости зависит как от напряженности внешнего магнитного поля, так и от минералогии глин. Наиболее интенсивная трещиноватость во всех случаях возникала на монтмориллонитовых глинах; на образцах гидрослюдистых глин она возникает только при большой напряженности поля (1500 э), а образцы каолинита всегда оставались монолитными. В нулевом (скомпенсированном) поле трещиноватость или вообще не возникает или, если и возникает, то имеет радиальное направление.

Повышенная прочность осадков, сформировавшихся в нулевом поле, обусловлена, по мнению Ю. Б. Осипова (1968), двумя причинами: во-первых, изотропным строением осадков и, во-вторых, наличием в них более высокодисперсных агрегатов вследствие распада грунтовых агрегатов в этих условиях, что способствует увеличению поверхностей энергии и, как следствие этого, приводит к возрастанию механической прочности грунтов.

Особенно сильно сказывается действие магнитного поля на формирование мезоструктуры глинистых пород. Увеличение напряженности магнитного поля вызывает возрастание агрегированности частиц и повышение ориентации как самих частиц, так и их агрегатов. При этом установлено, что частицы гидрослюдистой и каолинитовой глин реагируют даже на геомагнитное поле, причем качество ориентации частиц при переходе от нулевого к геомагнитному полю увеличивается скачком. В интервале магнитных полей от 0,5 до 1500 э ориентация частиц (С) в вертикальных срезах, по Ю. Б. Осипову (1968), может быть приближенно описана эмпирическим уравнением C = algH + b, где H — напряженность поля (величина коэффициента а колеблется от 0,5 до 10, коэффициента b — от 50 до 90).

По абсолютной величине коэффициента ориентации С глинистые осадки располагаются в ряд — гидрослюдистые глины>каолинитовые глины монтмориллонитовые глины. Это объясняется тем, что монтмориллонитовые глины обладают очень большой дисперсностью, и магнитные поля небольшой напряженности ориентируют только относительно грубые частицы в глинистой фракции, а тонкие частицы находятся в состоянии теплового беспорядочного движения.

Насыщение глин ионом Na+ во всех случаях независимо от напряженности поля приводит к увеличению ориентации частиц. При наличии в обменном комплексе двухвалентных катионов (например, Ca2+) в большинстве случаев формируются агрегаты размером до песчаных частиц с хорошей ориентацией частиц внутри них. Сами же агрегаты относительно друг друга практически неориентированы. Это говорит о том, что внешнее магнитное поле повышает ориентацию частиц, главным образом в пределах одного блока.

Таким образом, магнитные свойства глинистых грунтов оказывают влияние на формирование мезоструктуры не только в сильных полях, но и в геомагнитном поле. Изменение мезоструктуры грунтов вызывает соответствующее изменение их физических и механических свойств. В связи с этим изучение магнитных свойств грунтов и их влияние на формирование прочности грунтов имеет большое научное и практическое значение.

Капиллярное движение воды в грунтах

Под капиллярным движением воды в грунтах понимается их способность поднимать воду по капиллярным порам снизу вверх или в стороны вследствие воздействия капиллярных сил, которые возникают на границах раздела различных компонент грунта. В их основе лежат силы взаимодействия воды и воздуха с твердыми частицами грунта, проявляющиеся в смачивании последних, образовании в порах менисков и в других явлениях.

Поднятие воды в грунте по капиллярным порам можно представить как результат действия подъемной силы вогнутых менисков, образующихся в порах при взаимодействии воды с твердыми частицами.

Радиус кривизны мениска находится в прямой зависимости от диаметра капилляра.

Подъемная сила мениска прямо пропорциональна величине поверхностного натяжения и краевому углу смачивания и обратно пропорциональна радиусу грунтового капилляра. Поскольку краевой угол смачивания характеризует силы молекулярного притяжения между водой и грунтовыми частицами, то можно считать, что подъемная сила менисков (или величина капиллярного поднятия в грунтах) в конце концов зависит от сил молекулярного взаимодействия между водой и твердыми грунтовыми частицами.

Последнее уравнение известно как формула Жюрена, показывающая, что высота поднятия обратно пропорциональна радиусу капилляра. Подсчитанные по ней высоты капиллярного поднятия для чистых однородных песков оказались близкими к опытным, а в неоднородных песках и глинистых породах в эту формулу вводится целый ряд поправок.

В практике инженерно-геологических исследований капиллярные свойства обычно характеризуются максимальной величиной капиллярного поднятия, измеряемой в см или м, и скоростью капиллярного поднятия, измеряемой обычно в см/час.

На высоту и скорость капиллярного поднятия влияют многие факторы, наиболее важными из которых являются гранулометрический и химико-минералогический состав грунтов, их структурно-текстурные особенности, а также состав водного раствора.

Высота и скорость капиллярного поднятия воды чрезвычайно сильно зависят от гранулометрического состава грунтов, поскольку в первую очередь он определяет размер и характер пор. С возрастанием дисперсности грунтов размер пор в них уменьшается, и в соответствии с этим увеличивается высота капиллярного поднятия и, наоборот, уменьшается скорость подъема воды. Чем больше начальная скорость капиллярного движения воды, тем быстрее затухает это движение и, наоборот, чем медленнее происходит поднятие капиллярной воды, тем большей высоты оно достигает. Во всех случаях скорость капиллярного поднятия наибольшая в начальный момент поднятия.

Высота капиллярного поднятия в среднезернистых песках равна 0,15—0,35 м, в мелкозернистых — 0,35—1,0 м, в супесях она возрастает до 1—1,5 м, в суглинках — до 3—4 м. В глинах вода может подниматься, по данным П. С. Коссовича (1911), на высоту до 8 л, а в лёссах — до 4 м (за два года).

В зависимости от особенностей минералогического состава и степени окатанности песчаных частиц высота капиллярного поднятия будет неодинакова даже при одинаковой степени дисперсности, поскольку различный минералогический состав и форма частиц обусловливают различную величину пор и самой пористости и оказывают влияние на взаимодействие воды с минеральными частицами. По исследованиям В. В. Охотина, у песчаных частиц крупнее 0,25 мм высота капиллярного поднятия изменялась по следующей закономерности: слюда>окатанный кварц>полевой шпат>остроугольный кварц.

Высота капиллярного поднятия воды в грунтах зависит также от первоначального состояния их увлажнения. Установлено, в частности, что сухие пески обладают меньшей водоподъемностью по сравнению с влажными. По данным В. Я. Стаперниса (1954), высота капиллярного поднятия во влажном грунте в 3—4 раза больше, чем в сухом. Это различие может быть объяснено неодинаковой смачиваемостью влажных и сухих минеральных грунтовых частиц.

На подъем капиллярной воды в грунте оказывает влияние находящийся в его порах адсорбированный и защемленный воздух: чем больше его в порах грунта, тем меньше величина капиллярного поднятия. При наличии больших объемов защемленного воздуха капиллярное поднятие может быть прервано совершенно.

Высота капиллярного поднятия воды в грунтах в известной степени определяется составом обменных катионов, причем их влияние на высоту капиллярного поднятия в грунтах различного гранулометрического состава неодинаково. При сравнительно небольшой дисперсности грунтов (пылеватые пески, супеси, суглинки) капиллярное поднятие увеличивается при замене агрегирующих катионов на диспергирующие (например, при замене Ca2+ на Na+). Введение диспергирующих катионов в грунты, содержащие значительное количество глинистых частиц (например, тяжелые глины), приводит не к повышению, а к снижению высоты капиллярного поднятия. Это объясняется тем, что в первом случае диспергация глинистой фракции способствует тому, что часть крупных, некапиллярных пор переходит в капиллярные, во втором, наоборот, — капиллярные поры частично превращаются в тончайшие ультракапиллярные, по которым передвижение капиллярной воды не происходит в силу того, что они заняты связанной водой.

Влияние обменных катионов на скорость капиллярного поднятия обратно их влиянию на высоту капиллярного поднятия. Агрегирующие ионы увеличивают скорость капиллярного поднятия, а диспергирующие снижают ее. По данным П. И. Шаврыгина, скорость капиллярного поднятия воды в каштановой почве изменялась в зависимости от состава обменных катионов, согласно следующему ряду:

Al3+ > Fe3+ > Ba2+ > H+ > Ca2+ > Mn2+ > Mg2+ > K+ > NH+4> Na+.

Большое влияние на высоту и скорость капиллярного поднятия оказывают структурно-текстурные особенности грунтов. В монолитных грунтах капиллярное передвижение воды совершается беспрепятственно во всей толще грунта снизу вверх. В грунтах, обладающих макроструктурой, капиллярное передвижение воды затруднено наличием некапиллярных пор между отдельными структурными элементами. В таких грунтах передвижение воды под действием капиллярных сил чаще всего совершается в пределах структурного элемента от поверхности внутрь агрегата.

Важным фактором, влияющим на капиллярное поднятие воды в грунтах, является их слоистость, поскольку в зависимости от ее характера распределение капиллярной влаги может принимать различные формы. Экспериментальные исследования Н. П. Чубаровой (1967) показали, что высота капиллярного поднятия закономерно уменьшается с увеличением объемного- веса грунтов.

Эти выводы достаточно хорошо согласуются с данными В. М. Безрука (1946), который показал, что значительное уплотнение глинистых грунтов может привести почти к полному прекращению капиллярного поднятия воды благодаря тому, что при уплотнении в грунтах образуются ультрапоры, полностью заполненные связанной водой.

На высоту и скорость капиллярного поднятия также влияет химический состав воды. Присутствие в воде различных солей может увеличивать или, наоборот, уменьшать высоту капиллярного поднятия. Исследования Б. Б. Полынова (1930) показали, что в процессе капиллярного поднятия одни соли поднимаются на большую высоту, другие — на меньшую. В нижней части капилляров преобладают сульфаты, а в верхней (с высоты около 40 см) — хлориды.

Высота капиллярного поднятия воды в грунтах служит расчетной характеристикой и используется наряду с другими показателями при проектировании целого ряда инженерных сооружений, а также для определения глубины понижения грунтовых вод при дренировании сельскохозяйственных угодий во избежание их заболачивания или засоления.

Капиллярная связность грунтов

Грунты, обладающие структурным сцеплением, имеют наибольшую прочность в сухом состоянии. При капиллярном увлажнении таких грунтов прочность их уменьшается. Обратная картина наблюдается при капиллярном увлажнении грунтов, у которых отсутствует структурное сцепление между частицами. В этом случае между частицами появляется связность, и прочность грунтов увеличивается. Проявление капиллярной связности в грунтах можно наблюдать на следующем опыте. В дно разборного ящика вставляют стеклянную трубку, доходящую до середины ящика. Снизу эта стеклянная трубка соединяется каучуковой трубкой с воронкой, находящейся на уровне верхнего конца стеклянной трубки. В собранный ящик насыпается воздушно-сухой порошок суглинистого грунта, после чего в воронку наливают воду. Поскольку вода в воронке находится на уровне верхнего конца стеклянной трубки, она может поступить в грунт только благодаря капиллярному всасыванию. Через некоторое время после начала опыта внутри суглинка образуется смоченное тело в виде слегка сплющенного эллипсоида с центром у конца стеклянной трубки. Этот «эллипсоид смачивания» может быть снят с трубки и очищен от налипших частиц. Таким образом, порошок суглинка приобрел некоторую связность в результате проникновения в него капиллярной воды.

В соответствии с третьим законом Ньютона, подъемной силе мениска, приложенной к жидкости, должны соответствовать равные по величине и обратные по знаку силы, приложенные к стенкам капилляра. Эти силы, оказывающие давление на стенки капиллярных сосудов, называются силами капиллярного давления. Чем больше высота капиллярного поднятия, тем больше капиллярное давление на грунтовые частицы, слагающие стенки капилляров, тем больше связность грунтов.

Согласно К. Терцаги, кусок грунта, вынутый из воды и находящийся в состоянии капиллярного увлажнения, имеет на своей поверхности мениски, кривизна которых небольшая. По мере высыхания образца грунта кривизна менисков будет постоянно возрастать, причем с увеличением кривизны менисков растет развиваемое ими капиллярное давление. Радиусы кривизны менисков достигают своего минимального значения тогда, когда они станут равны радиусу пор. В этом случае капиллярное давление достигает своего максимального значения, возможного при данных размерах пор. Это максимальное капиллярное давление названо К. Терцаги переходным капиллярным давлением. Дальнейшее высыхание образца заставит мениски войти внутрь образца, причем капиллярное давление увеличиваться уже не будет. Исходя из этой теории, переход песка при высыхании в сыпучее состояние объясняется исчезновением в нем капиллярных менисков; обратное явление — приобретение глиной большой прочности при высыхании — связывается с присутствием в ее тончайших капиллярах менисков воды, которые сохраняются там до тех пор, пока под влиянием высокой температуры не начнется процесс спекания самих минеральных частиц.

Изложенная теория капиллярной связности грунтов чрезвычайно упрощенно рассматривает процессы взаимодействия между минеральными частицами и водой в порах грунта, не учитывая качественного различия между свободной и связанной водой, и может быть принята лишь в очень ограниченном числе случаев, когда наблюдается связывание сыпучих порошкообразных грунтов капиллярной водой. При анализе действительного значения капиллярной связности следует иметь в виду следующие положения.
Поры в грунте диаметром менее 0,1 мк должны выделяться в самостоятельную группу ультрапор или субкапиллярных пор. Эти поры при взаимодействии воды с грунтом нацело заполняются связанной водой, и передвижение капиллярной воды в них не происходит. Ее передвижение возможно лишь в порах крупнее 0,1 мк. Кроме того, вода в тонких капиллярах обладает не сжимающим, а расклинивающим действием.
По данным К. Терцаги, капиллярное давление исследованной им глины увеличивалось до тех пор, пока влажность ее не уменьшалась до 3%. Такая влажность любой глины указывает на то, что она содержит лишь гигроскопическую (прочносвязанную) воду и капиллярная вода в ней присутствовать не может. Следовательно, высокая прочность грунтов, приобретаемая ими при высыхании, обусловливается не капиллярным давлением, а другими силами.
Прочность связных грунтов при высушивании сохраняется и повышается при полном удалении гигроскопической влаги при 105°С. Капиллярное увлажнение сухих образцов глинистых грунтов ведет не к увеличению, а к уменьшению их прочности.
Теория капиллярного давления Терцаги предусматривает полное заполнение всех пор водой. Между тем исследования Б. Ф. Рельтова (1949) показывают, что в пределах капиллярной зоны, по мере приближения к верхней ее границе, грунт постепенно переходит из двухкомпонентного состояния в трехкомпонентное.

Присутствие же в грунте воздуха значительно снижает высоту капиллярного поднятия, которая, по расчетам, не может превышать 10 м, в силу чего капиллярное давление не может превышать 1 кГ/см2.

Капиллярная вода по-разному влияет на характер связей в грунте и на его свойства в зависимости от состава твердой компоненты грунта, от наличия в нем структурного сцепления и от соотношения в грунте твердой, жидкой и газообразной составляющих. Капиллярная вода может придавать связность грунту, но эта связность характеризуется небольшой величиной. Значительно чаще проникновение в грунт капиллярной воды вызывает не увеличение его связности и прочности, а, наоборот, — уменьшение.

Водопроницаемость грунтов

Способность грунтов пропускать через себя воду называется водопроницаемостью, а движение воды в грунтах под действием напора — фильтрацией.

Коэффициент фильтрации Кф является мерой водопроницаемости грунта и равен скорости движения воды при градиенте напора, равном единице. Кф измеряется в см/сек или м/сутки. Величина коэффициента фильтрации для различных грунтов изменяется в широких пределах.

Для большинства грунтов закон Дарси справедлив в довольно большом диапазоне скоростей фильтрации. Но в трещиноватых скальных и крупнообломочных грунтах в зависимости от градиента напора движение воды может происходить как в ламинарном, так и турбулентном режиме.

Водопроницаемость грунтов определяется, как показано ниже, многими факторами. Из них наиболее важными являются геометрия порового пространства (размер пор, их извилистость и др.) и характер раскрытия трещин, а также свойства фильтрующейся жидкости.

Размер пор и их форма, а также величина пористости в значительной степени определяются дисперсностью и минералогическим составом грунтов. Поэтому глинистые грунты обладают ничтожной водопроницаемостью по сравнению с гравелистыми и галечниковыми, а монтмориллонитовые глины имеют значительно меньшую водопроницаемость, чем каолинитовые. Низкую водопроницаемость глин и других глинистых грунтов используют в практических целях для создания из них водонепроницаемых экранов в плотинах, каналах и других сооружениях.

В неоднородных грунтах размер пор значительно меньше, чем в однородных и, следовательно, их водопроницаемость меньше.

Минералогический состав определяет форму частиц и их взаимодействие с водой. У крупных фракций (пылеватых, песчаных) на водопроницаемость он влияет главным образом через форму частиц, обусловливающих размер и конфигурацию пор. По данным В. В. Охотина (1937), водопроницаемость фракций слюды (пластинчатые частицы) примерно на порядок ниже, чем для фракций полевого шпата и кварца, имеющих изодиаметрические частицы, даже несмотря на значительно большую пористость первых.

Размер пор грунта зависит не только от диаметра и формы частиц, но и от их упаковки: для рыхлой упаковки частиц размер пор выше, чем для плотной упаковки, поэтому водопроницаемость грунтов зависит от их пористости. Влияние изменения пористости на водопроницаемость возрастает по мере увеличения дисперсности грунта.

Существенное влияние на водопроницаемость грунтов оказывают текстурные особенности. Наличие слоистости обусловливает неодинаковую водопроницаемость грунтовых толщ в горизонтальном и вертикальном направлениях. Наиболее ярко фильтрационная анизотропия выражена у слоисто-ленточных глинистых пород, у которых водопроницаемость в горизонтальном направлении во много раз выше. Лёссовые грунты также обладают ярко выраженной фильтрационной анизотропией.

Водопроницаемость лёссовых грунтов в вертикальном направлении часто в 5—10 (до 20—30) раз выше, чем в горизонтальном. Это обусловлено наличием трубчатых вертикальных макропор.

Процессы, ведущие к изменению размера пор и их количества, влияют на водопроницаемость грунтов. Так, в результате нарушения структуры грунтов, особенно глинистых и лёссовых, и последующего их уплотнения происходит значительное уменьшение водопроницаемости, а также выравнивание ее в разных направлениях.

Водопроницаемость глин при прочих равных условиях (одинаковый минералогический состав, дисперсность, плотность) в значительной степени зависит от состава и концентрации электролитов в фильтрующейся воде и состава обменных катионов. Исследования, выполненные В. С. Шаровым, Б. В. Дерягиным и др., показывают, что проницаемость глин при фильтрации пресной воды значительно меньше, чем при фильтрации растворов электролитов с концентрацией больше 0,1—1 н. Увеличение коэффициента фильтрации при фильтрации электролитов происходит в наибольшей степени при концентрациях до 2—3 нормалей. Так, при фильтрации раствора NaCl с концентрацией 10% через монтмориллонитовую глину коэффициент фильтрации увеличился в 2,7 раза по сравнению с коэффициентом фильтрации с водой. При дальнейшем увеличении концентрации NaCl наблюдалось снижение коэффициента фильтрации, так как вязкость фильтрующегося раствора заметно возрастала. Увеличение Кф при повышении концентрации до 10% объясняется исключительно сжатием диффузных слоев (слоев рыхлосвязанной воды) вокруг глинистых частиц, в результате чего увеличивается эффективный диаметр пор.

Водопроницаемость глин по отношению к электролитам в сильной степени зависит от вида глинистого минерала. По степени влияния электролитов на изменение проницаемости минералы располагаются в следующем порядке (в порядке убывания влияния электролитов): монтмориллонит, гидрослюда, каолинит, палыгорскит. Влияние концентрации фильтрующегося через грунт электролита уменьшается по мере уменьшения количества глинистых частиц.

При рассмотрении фильтрации электролитов через глину следует иметь в виду, что наличие в обменном комплексе катиона-диспергатора

(Na+ или Li+) при фильтрации пресной воды может обусловливать меньшую водопроницаемость, чем при наличии поливалентных катионов. Но с повышением концентрации электролитов фильтрующегося раствора влияние обменных катионов на водопроницаемость уменьшается.

Начальный градиент фильтрации в глинах. При исследовании фильтрации в высокодисперсных грунтах (глина, торф) было установлено, что заметная фильтрация начинается только после того, как градиент напора превышал некоторую величину Iнач, названную начальным градиентом.

Величина начального градиента для глин зависит от их плотности, химико-минералогического состава грунта, поровой воды и температуры.

Чем выше плотность (меньше влажность), тем больше Iнач, наиболее высоким значением Iнач обладает Na-монтмориллонит, а наиболее низким — каолинит.

Большинство исследователей в качестве основной причины наличия Iнач в глинах считают образование пленок связанной воды вокруг частиц грунта, в результате чего уменьшается эффективный диаметр пор. Для сдвига связанной воды требуется приложить некоторое давление, равное Iнач. При I>Iнач большая часть связанной воды грунта движется совместно со свободной водой. В связи с таким механизмом явления начального градиента все факторы, уменьшающие толщину слоя связанной частицами воды будет уменьшать и величину начального градиента. Так, повышение температуры грунта и увеличение концентрации электролитов порового раствора будет уменьшать величину начального градиента, и при концентрации электролитов большей 2—3 н. величина начального градиента будет равна нулю.