Наш принцип – долгосрочное плодотворное сотрудничество с нашими клиентами и партнерами!

Физико-химические свойства грунтов

Задать вопрос

Растворимостью грунтов называется их способность растворяться под действием природных вод или иных растворов В процессе растворения молекулы воды (или иного растворителя), обладающие электрическими полями и тепловым движением, разрушают кристаллическую решетку минералов. При этом ионы из решетки переходят в воду и образуют водные растворы. В результате растворения и последующего выноса веществ, ранее слагавших часть твердой компоненты грунтов, происходит изменение состояния, физико-химических и физико-механических свойств последних, а также образование в массиве пустот различного размера.

Растворимость грунтов

Растворимостью грунтов называется их способность растворяться под действием природных вод или иных растворов В процессе растворения молекулы воды (или иного растворителя), обладающие электрическими полями и тепловым движением, разрушают кристаллическую решетку минералов. При этом ионы из решетки переходят в воду и образуют водные растворы. В результате растворения и последующего выноса веществ, ранее слагавших часть твердой компоненты грунтов, происходит изменение состояния, физико-химических и физико-механических свойств последних, а также образование в массиве пустот различного размера.

Как указывал В. А. Приклонский (1955), следует различать прямое и диффузное растворение.

Прямое растворение происходит при непосредственном соприкосновении движущейся в порах или иных пустотах воды (или любого другого раствора) с растворимыми в данных условиях минералами, содержащимися в грунте.

Диффузионное растворение (выщелачивание) также происходит через поры породы, но в отличие от прямого растворения оно не связано с непосредственным воздействием движущегося потока свободной воды на растворимые минералы. Диффузионное растворение является самопроизвольным процессом движения ионов в поровом растворе под влиянием разности концентраций в разных участках массива грунтов, приводящим к изменению состава твердой части грунта и поровых вод.

Процессы диффузионного растворения играют важную роль в глинистых грунтах, характеризующихся крайне незначительной водопроницаемостью и значительным количеством связанной и иммобилизованной воды. В них перенос растворенного вещества при фильтрации порового раствора соизмерим, а часто составляет меньшую часть диффузионного переноса. В песчаных, грубообломочных грунтах и трещиноватых породах с жесткими кристаллизационными связями, водопроницаемость которых весьма значительна, преобладает процесс прямого растворения водорастворимых компонентов и перенос их фильтрационным путем.

Диффузионное растворение грунтов является достаточно медленным процессом по сравнению со скоростью прямого растворения.

Коэффициент диффузии D выражает собой количество вещества, проходящее за единицу времени через единицу площади сечения диффузионного потока при градиенте концентрации, равном единице. Он выражается в см2/сек или см2/сутки и определяется экспериментально для каждого типа пород, исходя из частных решений законов Фика при граничных условиях, отвечающих условиям опыта. Величина коэффициента диффузии связных грунтов при их пластичной консистенции, несмотря на различие гранулометрического и минералогического составов и плотности, имеет порядок (5—10)•10-7 см2/сек; с уменьшением влажности она снижается и при гигроскопической влажности составляет 10-11 см2/сек (Брилинг, 1967, 1968). В воздушно-сухих грунтах, при решении практических задач, в связи с малой скоростью диффузии веществ она не учитывается.

Растворимость грунтов определяется их химико-минералогическим составом и структурными особенностями, растворяющей способностью растворителя (поверхностных и подземных вод или иных растворов), а также термодинамическими условиями.

Все типы грунтов, независимо от их химико-минералогических особенностей и характера связей между слагающими породу элементами, в той или иной степени растворимы. Абсолютно нерастворимых грунтов не существует. Однако с практической точки зрения наибольший интерес представляет растворимость карбонатных (известняк, доломит, мел, мергель), сульфатных (гипс — CaSO4•2H2O, ангидрит — CaSO4) и галоидных (галит — NaCl, сильвин — KCl, сильвинит NaCl•KCl, карналит — KCl•MgCl2•6H2O) пород, а также некоторых других типов пород (мрамор, засоленные глинистые и лёссовые породы и др.), в которые входят галит, гипс, кальцит и, близкие к ним минералы.

Как известно, устойчивость кристаллической решетки ионных кристаллов, к числу которых относятся все названные соединения, определяется ее энергией, т. е. работой, требуемой для разрушения связей (кулоновского взаимодействия), существующих в решетке, и удаления входящих в ее состав ионов на расстояния, при которых можно пренебречь электростатическим взаимодействием между ними. Величина кулоновского взаимодействия между ионами, а следовательно, и энергия кристаллической решетки зависят от радиуса и зарядов составляющих ее ионов: она повышается с возрастанием валентности ионов и уменьшением ионных радиусов. В соответствии с этим увеличение валентности ионов приводит к уменьшению растворимости соединений.

Растворимость горных пород, в состав которых входят соли, обладающие склонностью к образованию кристаллогидратов, повышается.

Растворимость зависит не только от энергии кристаллической решетки минералов, но и от растворяющей способности растворителя. Прежде всего, это влияние проявляется через диэлектрические свойства растворителя: растворимость веществ увеличивается с повышением диэлектрической проницаемости растворителя. Действительно, растворимость галоидов, сульфатов и карбонатов, например, в бензоле и керосине в десятки и сотни раз ниже, чем в воде. Это объясняется тем, что молекула воды, обладающая значительным дипольным моментом, имеет высокое значение диэлектрической проницаемости и, следовательно, высокую энергию гидратации. Растворяющая способность всех неполярных растворителей резко снижается по сравнению с водой в соответствии с уменьшением их диэлектрической проницаемости.

Как показывают экспериментальные данные, энергия кристаллической решетки и диэлектрические свойства растворителя являются важнейшими, но далеко не единственными факторами, обусловливающими растворимость минералов и грунтов. Растворимость галоидов, сульфатов и карбонатов зависит также от:
размеров минералов, слагающих горные породы;
наличия примесей;
температуры и давления;
химического состава природных вод и содержания в них углекислоты.

Растворимость горных пород с уменьшением размера слагающих их минералов возрастает. Так, по данным Хюллета, для частиц гипса размером в 2 мк насыщение наступает при концентрации 15,3 ммоль/л, а для частиц размером менее 0,3 мк — при концентрации 18,2 ммоль/л, т. е. растворимость повышается на 20%. Неодинаковая растворимость различных по крупности зерен обусловливает очень прихотливое -и крайне неравномерное распределение в карбонатных породах каверн и пор растворения, что особенно четко выражено в разнозернистых карбонатных породах.

Существенное влияние на растворимость карбонатов, сульфатов и галоидов оказывают имеющиеся в них примеси. Часть из них может уменьшать растворимость пород, а другие — увеличивать ее.

Примеси веществ, более труднорастворимых по сравнению с данной солью (минералом), вызывают уменьшение ее растворимости (и, естественно, всей породы в целом). Торможение растворения в этом случае происходит вследствие образования на поверхности кристаллов коллоидальных пленок, препятствующих растворению солей. Именно с этим связана широко известная тормозящая развитие карста роль глинистых примесей, имеющихся в растворенных грунтах. Другой, достаточно широко распространенной примесью, существенно снижающей растворимость, является рассеянное битуминозное вещество, часто встречающееся в карбонатных породах. В связи с этим битуминозные разности последних характеризуются меньшей закарствованностью.

Примеси веществ, более растворимые по сравнению с данным материалом, обычно ускоряют процесс растворения и повышают растворимость пород.

Энергия кристаллической решетки ионных кристаллов, а также растворяющая способность большинства растворителей зависят от термодинамических условий. Это выражается в том, что растворимость минералов изменяется в зависимости от температуры и давления.

Хорошо известно, что с повышением температуры происходит усиление колебательных движений ионов в кристаллической решетке и, естественно, ослабление силы ионных связей, т. е. уменьшение энергии кристаллической решетки. Следовательно, с увеличением температуры растворимость должна несколько возрастать. Однако эта зависимость проявляется у различных минералов по-разному. Так, растворимость NaCl и CaCO3 в дистиллированной воде, лишенной CO2, как и большинства других солей, действительно несколько возрастает во всем интервале температур от О до 100°C Растворимость ангидрита, наоборот, закономерно уменьшается, а растворимость гипса вначале возрастает (до температуры 40°C), а затем падает.

Не менее существенным может быть влияние давления на растворимость. Известно, что если минеральный скелет испытывает большее давление, чем заключенные в порах и трещинах водные растворы, то растворимость минералов повышается.

Природные воды, взаимодействующие с грунтами, всегда содержат в себе растворенные соли и CO2, которые влияют на растворимость грунтов. Наличие в воде углекислоты по-разному сказывается на растворимости карбонатов, сульфатов и галоидов. Так, если растворимость сульфатов кальция и NaCl в зависимости от содержания углекислоты в растворе изменяется очень незначительно, то растворимость карбонатов во многом определяется этим фактором.

Как известно, растворение CaCO3 в углекислых водах протекает согласно реакции: СаСО3 + Н2О + СО2=Са(НСО3)2, в результате которой образуется легкорастворимый в воде бикарбонат кальция. Количество CaCO3, переходящего в раствор, определяется количеством углекислоты, содержащейся в воде и вступающей в реакцию. Растворимость CO2 в воде в десятки раз превосходит растворимость таких газов, как кислород, азот, метан. Поэтому даже при нормальном давлении, температуре и составе атмосферного воздуха содержание CO2 в природных водах достаточно высоко. Вследствие этого растворяющая способность большинства природных вод по отношению к карбонатам в 4—5 раз выше по сравнению с такой же способностью чистой воды, лишенной углекислоты. Растворяющая способность воды, содержащей CO2 в количестве, соответствующем давлению CO2 = 1 атм, уже в десятки раз превышает растворяющую способность чистой воды. Но и в этих условиях величина растворимости CaCO3 оказывается меньшей по сравнению с CaSO4 и с NaCl.

Растворяющая способность природных вод зависит также от состава растворенных солей: она повышается при отсутствии в водах ионов, общих с ионами твердой компоненты грунтов, и, наоборот, снижается при наличии таковых.

При наличии в растворах веществ, поставляющих в них ионы кальция (например, гипс), растворимость кальцита заметно снижается. Существенно иная картина наблюдается при растворении доломита в смеси с гипсом: в присутствии последнего растворимость доломита существенно повышается. В результате этого при фильтрации через массив доломитов вод, обогащенных гипсом, идет процесс раздоломичивания, в результате которого образуются вторичный кальцит и кальциевый доломит. В дальнейшем воды начинают выщелачивать из доломита вторичный кальцит. Порода становится пористой, кавернозной и может превратиться в доломитовую муку.

Коррозионные свойства грунтов

Коррозией называется процесс разрушения материалов вследствие их химического или электрохимического взаимодействия с окружающей средой. Различают различные виды коррозии. Одним из них является подземная коррозия, которая выражается в разрешении металлических сооружений при взаимодействии их с грунтом.

Коррозия металлов в грунтах в основном является электрохимической. Согласно теории электрохимической коррозии, при соприкосновении металла с электролитом (таковым является жидкая составляющая грунтов) на поверхности металла возникает большое количество коррозионных элементов. Их природа аналогична природе гальванических элементов, которые возникают из-за разности электрических потенциалов отдельных участков поверхности металла, контактирующего с электролитом. Оба таких участка соединены между собой проводящим металлом и погружены в электролит, вследствие чего возникает замкнутая электрическая цепь. Участки, значения электродных потенциалов которых более отрицательны, являются анодами образующихся коррозионных электрохимических элементов, а участки с более положительными электродными потенциалами — катодами. Между этими участками течет постоянный электрический ток, сила которого определяет размеры коррозионных поражений. В результате на анодных участках происходит разрушение металла вследствие перехода его ионов в электролит, а на катоде, где происходит процесс деполяризации, металл не только не разрушается, но в известной степени защищен от коррозии.

Одна из главных отличительных особенностей подземной коррозии — значительные размеры возникающих коррозионных элементов. Если при коррозии в растворах электролитов расстояние между анодными и катодными участками элементов весьма мало, то при подземной коррозии оно может быть очень и очень велико. Вследствие этого для развития коррозии металлов в грунтах большое значение имеет величина электрического сопротивления во внешней цепи, которое во многих случаях становится главным, контролирующим фактором коррозии.

Причинами подземной коррозии являются:
воздействие грунтовой влаги на металлические конструкции, в результате чего возникают коррозионные элементы;
явления электролиза, происходящие в грунтах вследствие воздействия блуждающих токов при наличии вокруг трубопроводов электролига;
действие находящихся в грунте микроорганизмов, вызывающих явления биокоррозии.

Подземная коррозия металлов принадлежит к числу наиболее сложных видов коррозии. Скорость ее в огромной степени определяется коррозионной активностью грунта, которую принято оценивать тем сроком, по истечении которого на новом трубопроводе возникнет первый сквозной питтинг (каверна). По степени коррозионной активности грунты подразделяются на пять групп.

Коррозионная активность грунтов зависит от многих факторов, к числу которых относятся их химико-минералогический состав (и в первую очередь, состав и количество растворимых солей), влажность, содержание газов, структура, электропроводность и бактериальный состав. Одновременное влияние столь большого количества факторов делает невозможным на основании каких-либо простых показателей точно охарактеризовать коррозионную активность грунтов. Поэтому при ее оценке определяют какой-либо один основной показатель, который позволяет только приближенно оценить степень склонности грунта способствовать возникающим электрохимическим процессам коррозии.

В настоящее время для характеристики коррозионной активности грунтов используют величину их удельного электрического сопротивления. Это свойство грунтов, как указывают В. Ф. Негреев, В. А. Притула и другие исследователи, само по себе не является причиной, вызывающей коррозию, но в среде с малым удельным электрическим сопротивлением сила тока образующихся коррозионных элементов может достигнуть размеров, угрожающих сохранению сооружений. Между электрическим сопротивлением грунтов и их коррозионной активностью в определенных пределах существует прямая зависимость: чем меньше сопротивление, тем больше возможность коррозии.

Коррозионная активность грунтов существенно зависит от химического состава грунтов и, в частности, от наличия и состава водорастворимых соединений. Несмотря на то что их содержание в грунтах обычно невелико, они играют важную роль в образовании порового электролита, формировании его удельного электрического сопротивления и влияют тем самым на протекание всего процесса коррозии. Замечено, что с повышением содержания ионов Cl- (примерно свыше 0,1%) коррозионная активность грунтов обычно увеличивается: высокому содержанию хлоридов в грунтах почти всегда соответствует интенсивная коррозия металла; в меньшей степени это относится к сульфидам. В ряде случаев наблюдается отклонение от этой закономерности.

В. А. Притула (1961) отмечает, что большое значение на коррозионные свойства грунтов оказывает наличие в них катионов Ca2+ и Na+, первый из которых входит в состав извести, а второй — соды. Оба эти соединения оказывают влияние на водо- и воздухопроницаемость грунтов и тем самым определяют соотношение жидкой и газообразной компонент в грунтах, которые также влияют на коррозионные свойства грунтов.

Кислотность грунтов в большинстве случаев не оказывает непосредственного влияния на скорость коррозии. Достаточно интенсивная коррозия может происходить и в кислых грунтах (с рН примерно 3—4), и в щелочных (с рН до 14), и в нейтральных (рН 7). Однако при высоких значениях кислотности (рН 2—3) и щелочности (рН 11—14) грунтов всегда наблюдается наиболее интенсивная коррозия. При кислотности, близкой к нейтральной, интенсивность коррозии зависит от других факторов.

Характер агрессивности грунтов зависит от их окислительно-восстановительного потенциала rН, который учитывает опасность биокоррозии. Определенный по обычной методике и исправленный по значению рН, он может характеризовать ожидаемую опасность коррозии грунтов.

Огромное влияние на коррозионную активность грунтов оказывает их влажность. В абсолютно сухих грунтах коррозия не наблюдается ввиду отсутствия электролита, необходимого для создания коррозионных элементов. Однако уже при небольшой влажности, когда в грунтах существует только прочносвязанная вода, коррозионные процессы начинают проявляться, хотя скорость коррозии будет незначительной. Дальнейшее увеличение влажности грунта вызывает увеличение скорости коррозии вследствие увеличения интенсивности работы коррозионных элементов и уменьшения сопротивления их цепи. Предельная влажность, обеспечивающая возрастание скорости коррозии до максимальной, согласно данным В. А. Притулы (1961), в связных грунтах составляет 10—12%, в песках она несколько ниже. При последующем увеличении влажности максимальная скорость коррозии остается практически постоянной до некоторого предела влажности, которым можно считать влажность 20—25%. При этой влажности в порах грунта еще не создается непрерывный слой воды, который препятствовал бы проникновению к поверхности металла воздуха, необходимого для протекания процесса электрохимической коррозии. При полном насыщении пор водой или влажности, близкой к полной влагоемкости, образуется сплошной слой воды, затрудняющий проникновение воздуха к металлу, и скорость коррозии резко падает.

Коррозионная активность грунтов зависит также от насыщенности их газами. В частности, с неодинаковой степенью насыщенности грунтов газами на разной глубине связаны скопления глубоких раковин на нижней поверхности труб старых трубопроводов при сравнительно хорошем состоянии их верхней части. Это явление объясняется образованием аэрационных пор с появлением анодных зон на нижних частях труб на участках стали, к которым доступ кислорода затруднен. Свободный доступ воздуха к таким коррозионным элементам активизирует их работу, в связи с чем воздухопроницаемые грунты в большинстве случаев коррозионно более опасны, так как в них всегда имеют место менее аэрируемые участки (прослои глинистых или других менее проницаемых грунтов, плотные грунты и др.).

Из всех форм газов, существующих в грунтах, наибольшее значение имеет свободный воздух, содержание которого зависит от структурно-текстурных особенностей грунтов и их влажности. Адсорбированные и растворенные газы имеют значение лишь при «воздушном голодании».

С повышением содержания газов в грунтах на каком-то этапе происходит резкое возрастание скорости коррозии, а затем она сохраняется практически постоянной. Это связано с тем, что при увеличении содержания газов в грунтах соответственно уменьшается их влажность, от величины которой, как показано выше, сильно зависит коррозионная активность грунтов. Состав грунтовых газов также играет известную роль. Например, кислород оказывает особое влияние при коррозии с кислородной деполяризацией, которая обычно повышает скорость коррозии. Заметную опасность также представляет сероводород, соединяющийся с железом и дающий сернистое железо. Существенное влияние на развитие подземной коррозии оказывает также жизнедеятельность различных микроорганизмов, которая вызывает биокоррозию металлов.

Электрокинетические и осмотические свойства грунтов

В глинистых грунтах передвижение воды в порах возможно не только под действием механических сил, заданных градиентом гидростатического давления, но также и под действием других физических и физико-химических сил: 1) при наличии градиента поля постоянного электрического тока (электроосмос); 2) при наличии градиента концентрации растворенных электролитов (капиллярный осмос); 3) при наличии температурного градиента (термоосмос).

Механизм передвижения воды при электроосмосе, осмосе и термоосмосе одинаков — это скольжение жидкости по поверхности частиц, в отличие от фильтрации, когда происходит движение свободной воды по слою связанной воды. Источник движения при электроосмосе, осмосе и термоосмосе обусловлен наличием тонкого слоя жидкости, образовавшегося при взаимодействии поверхностных сил с прилегающими слоями жидкости. Поэтому можно говорить, что передвижение воды при электроосмосе, осмосе и термоосмосе обязано наличию поверхностных сил: чем больше поверхностные силы, тем отчетливее проявляется роль рассматриваемых факторов. Так, в песках и крупнообломочных грунтах движение воды под воздействием физико-химических факторов будет ничтожно малым или полностью отсутствовать, тогда как в глинах может во много раз превосходить скорость фильтрации.

При воздействии на водонасыщенный глинистый грунт постоянным электрическим током возникают электрокинетические явления — электроосмос и электрофорез, открытые в 1809 г. профессором Московского университета Ф. Рейсом.

Электроосмос в грунте представляет собой движение воды в порах под влиянием внешнего электрического поля. В большинстве случаев в грунте электроосмотическое передвижение воды происходит от анода (положительного электрода) к катоду (отрицательному электроду).

Электрофорезом называют движение взвешенных в жидкости твердых дисперсных частиц к одному из электродов. При электрофорезе движение грунтовых частиц чаще всего происходит в сторону анода, так как минеральные частицы имеют отрицательный заряд на поверхности.

В силу того что минеральные частицы имеют электрический заряд на своей поверхности, то при движении жидкости относительно частиц возникает электрический потенциал: при падении частиц возникает потенциал оседания, а при движении жидкости через пористую среду —потенциал течения.

Объяснение механизма электрокинетических явлений основывается на классическом представлении о двойном электрическом слое (д. э. с), возникающем на границе раздела твердое тело — жидкость, предложенном первоначально Гельмгольцем и позднее развитом другими исследователями.

Электростатические силы поверхности твердого тела образуют вокруг частицы двойной электрический слой.

Электрокинетический потенциал является важной физико-химической характеристикой поверхности твердого тела, находящейся в равновесии с поровым раствором. Величина потенциала определяется толщиной диффузного слоя, поэтому все факторы, определяющие структуру диффузного слоя, влияют и на величину потенциала. Наибольшая величина потенциала возможна при максимальном развитии диффузного слоя, что можно наблюдать лишь в разбавленных суспензиях при некоторой оптимальной невысокой концентрации электролита. В этих условиях потенциал, определенный методом электрофореза, может достигать для Na-монтмориллонита — 80 мв, а для каолинита — 40 мв. Повышение концентраций электролитов равновесного раствора, а также повышение температуры способствует уменьшению потенциала. При концентрации электролита 0,5—1 н. электрокинетический потенциал равен нулю. В слабых растворах электролитов наибольшая величина потенциала наблюдается в случае ионов Na, Li, ОН, а многозарядные ионы (Fe) не только уменьшают потенциал, но могут вызвать даже изменение его знака.

Большинство минералов, встречающихся в грунтах, имеют отрицательный потенциал, исключение составляет карбонат кальция неорганического происхождения, который заряжен положительно.

Электрокинетические свойства грунтов

В глинистых грунтах передвижение воды в порах возможно не только под действием механических сил, заданных градиентом гидростатического давления, но также и под действием других физических и физико-химических сил: 1) при наличии градиента поля постоянного электрического тока (электроосмос); 2) при наличии градиента концентрации растворенных электролитов (капиллярный осмос); 3) при наличии температурного градиента (термоосмос).

Механизм передвижения воды при электроосмосе, осмосе и термоосмосе одинаков — это скольжение жидкости по поверхности частиц, в отличие от фильтрации, когда происходит движение свободной воды по слою связанной воды. Источник движения при электроосмосе, осмосе и термоосмосе обусловлен наличием тонкого слоя жидкости, образовавшегося при взаимодействии поверхностных сил с прилегающими слоями жидкости. Поэтому можно говорить, что передвижение воды при электроосмосе, осмосе и термоосмосе обязано наличию поверхностных сил: чем больше поверхностные силы, тем отчетливее проявляется роль рассматриваемых факторов. Так, в песках и крупнообломочных грунтах движение воды под воздействием физико-химических факторов будет ничтожно малым или полностью отсутствовать, тогда как в глинах может во много раз превосходить скорость фильтрации.

При воздействии на водонасыщенный глинистый грунт постоянным электрическим током возникают электрокинетические явления — электроосмос и электрофорез, открытые в 1809 г. профессором Московского университета Ф. Рейсом.

Электроосмос в грунте представляет собой движение воды в порах под влиянием внешнего электрического поля. В большинстве случаев в грунте электроосмотическое передвижение воды происходит от анода (положительного электрода) к катоду (отрицательному электроду).

Электрофорезом называют движение взвешенных в жидкости твердых дисперсных частиц к одному из электродов. При электрофорезе движение грунтовых частиц чаще всего происходит в сторону анода, так как минеральные частицы имеют отрицательный заряд на поверхности.

В силу того что минеральные частицы имеют электрический заряд на своей поверхности, то при движении жидкости относительно частиц возникает электрический потенциал: при падении частиц возникает потенциал оседания, а при движении жидкости через пористую среду —потенциал течения.

Объяснение механизма электрокинетических явлений основывается на классическом представлении о двойном электрическом слое (д. э. с), возникающем на границе раздела твердое тело — жидкость, предложенном первоначально Гельмгольцем и позднее развитом другими исследователями.

Электростатические силы поверхности твердого тела образуют вокруг частицы двойной электрический слой.

Электрокинетический потенциал является важной физико-химической характеристикой поверхности твердого тела, находящейся в равновесии с поровым раствором. Величина потенциала определяется толщиной диффузного слоя, поэтому все факторы, определяющие структуру диффузного слоя, влияют и на величину потенциала. Наибольшая величина потенциала возможна при максимальном развитии диффузного слоя, что можно наблюдать лишь в разбавленных суспензиях при некоторой оптимальной невысокой концентрации электролита. В этих условиях потенциал, определенный методом электрофореза, может достигать для Na-монтмориллонита — 80 мв, а для каолинита — 40 мв. Повышение концентраций электролитов равновесного раствора, а также повышение температуры способствует уменьшению потенциала. При концентрации электролита 0,5—1 н. электрокинетический потенциал равен нулю. В слабых растворах электролитов наибольшая величина потенциала наблюдается в случае ионов Na, Li, ОН, а многозарядные ионы (Fe) не только уменьшают потенциал, но могут вызвать даже изменение его знака.

Большинство минералов, встречающихся в грунтах, имеют отрицательный потенциал, исключение составляет карбонат кальция неорганического происхождения, который заряжен положительно.

Величина потенциала зависит от размера пор: он имеет наибольшую величину в порах оптимального размера, а в порах малого и большого размеров, потенциал уменьшается. Это уменьшение объясняется тем, что в тонких порах диффузный слой не может полностью сформироваться, а в больших порах диффузный слой не может увлечь за собой воду благодаря значительным силам инерции в центральной части пор.

Электроосмотическое перемещение жидкости в грунтах определяется неравномерным распределением ионов в сечении пор. Избыток ионов одного знака около поверхности частиц создает электрическую силу, передвигающую воду в грунте. При этом происходит скольжение жидкости по поверхности частиц под влиянием взаимодействия поверхностных сил с прилегающими слоями жидкости. При фильтрации же поверхность частиц, наоборот, препятствует скольжению жидкости и тормозит ее движение.

Электроосмотическое передвижение воды в порах грунта зависит при постоянном электрическом поле от величины коэффициента электроосмоса Kэ. Величина Kэ отражает электрокинетические свойства грунта, геометрию порового пространства и свойства порового раствора. Значение Kэ для широкого диапазона грунтов от глин до среднезернистых песков изменяется в узких пределах (примерно от 1•10-5 до 8•10-5 см2/в•сек), тогда как коэффициент фильтрации при этом изменяется в миллионы раз. Для большинства исследованных глинистых грунтов пластичной консистенции величина Kэ примерно равна (2—3)•10-5 CM2/в•сек. С уменьшением пористости глинистого грунта величина Kэ уменьшается, хотя и не так резко, как Kэ. Несмотря на малую величину Kэ, скорость передвижения воды при электроосмосе значительно превосходит таковую при фильтрации в глинах. Поэтому электроосмос применяют для обезвоживания и уплотнения плохо фильтрующих глинистых грунтов. Эффективность применения электроосмоса для осушения и уплотнения глинистых грунтов определяется величиной отношения Kэ/Кф. Величина Kэ/Кф, умноженная на напряженность электрического поля Е, определяет Iэкв, т. е. градиент напора, эквивалентный действию электроосмоса. Значение эквивалентного градиента напора для песков составляет доли единицы и говорит о неэффективности электроосмоса в песках, тогда как для глин значение Iэкв равняется сотням и тысячам единиц и говорит о высокой эффективности электроосмоса в глинах.

В процессе электроосмоса глинистого грунта в поровой воде развивается значительное по величине отрицательное поровое давление, вызывающе уплотнение грунта. Величина возникающего отрицательного давления в грунте в процессе электроосмоса может достигать нескольких атмосфер (до 3 кГ/см2).

Эффективное применение электроосмоса для водопонижения и уплотнения глинистых грунтов тормозится возникающими при этом электрохимическими процессами в грунте: электролиз, обмен катионов, выделение газ у электродов, физико-химическое изменение свойств грунта, что в конечном счете приводит к затуханию электроосмоса.

Диффузия и осмос в грунтах

Диффузия — процесс самопроизвольного выравнивания концентрации в системе. Установление равновесного распределения концентрации происходит в результате беспорядочных блужданий атомов, молекул или более крупных частиц, взвешенных в жидкости. Диффузия ионов — очень медленный процесс. Он происходит в согласии с первым законом Фика.

В глинистых водонасыщенных грунтах диффузия ионов зависит от размера и количества пор: чем меньше радиус пор и их количество, тем медленнее диффузия.

Осмос представляет диффузию вещества (обычно растворителя) через полупроницаемую перегородку, разделяющую два раствора различной концентрации. Диффузия растворителя продолжается до установления равновесия в системе в результате выравнивания концентраций по обе стороны перегородки или в результате возникновения осмотического давления.

Грунты, в том числе и высокодисперсные глины, не являются идеальными полупроницаемыми перегородками и в них происходит диффузия как ионов растворенных электролитов, так и движение растворителя — молекул воды. Но в зависимости от структуры грунта (в основном размера пор) можно наблюдать преобладание того или иного процесса.

В грунтах явления осмоса и осмотического давления проявляются в двух главных случаях. Первый из них заключается во взаимодействии воды и обменных катионов. Обменные катионы притягиваются поверхностью глинистых частиц. Одновременно эти катионы взаимодействуют с молекулами воды, которые стремятся отчленить их от поверхности частиц. Вот это отжимающее усилие и можно рассматривать как проявление осмотического давления. В данном случае электростатическое притяжение обменных катионов со стороны грунтовых частиц уравновешивает взаимодействие между ионами и молекулами воды.

При наличии в грунте неравномерной засоленности также проявляется осмос. В этом случае наблюдается не только диффузия растворенных веществ из участков с более высокой их концентрацией к участкам с более низкой, но одновременно и встречное движение молекул воды (осмос).

Наряду с нормальным осмосом, который состоит в передвижении растворителя от разбавленной к концентрированной части раствора, в грунтах наблюдается аномальный осмос. Аномальный осмос представляет передвижение жидкости в направлении диффузии, т. е. от более концентрированного раствора к менее концентрированному. Это передвижение можно объяснить как электроосмотическое течение жидкости через поры полупроницаемой перегородки (глина) под воздействием разности диффузионного потенциала между двумя жидкими компонентами. Б. Ф. Рельтов (1954, 1955) наблюдал в глинах при перепаде концентрации CaCl2 от 1 до 10% аномальный осмос, а при перепаде концентрации свыше 20% — нормальный осмос.

Осмос в глинах может вызвать деформации набухания или усадки, а также изменение картины грунтового потока в неравномерно засоленных глинах, так как скорость осмотического движения может быть больше скорости фильтрации. Если поместить засоленный глинистый грунт в пресную воду, то произойдет осмотическое всасывание воды и набухание грунта. Практически осмотическое набухание может встретиться в ирригационных или судоходных каналах, проложенных в засоленных грунтах, после их заполнения пресной водой. Если свободному набуханию грунта будет препятствовать внешнее давление, то возникает осмотическое давление, величина которого в глинах может достигнуть нескольких кГ/см2.

Если концентрация солей в растворе будет больше, чем в поровом растворе грунта, то происходит отсос воды и возникает уплотнение грунта в результате его усадки: отсасывающее действие концентрированных растворов электролитов, по предложению Б. Ф. Рельтова, можно использовать для осушения и уплотнения водонасыщенных глин (осмотический дренаж).

Адсорбционные свойства дисперсных грунтов

Виды адсорбционной (поглотительной) способности грунтов

Дисперсные грунты, как и всякие другие пористые тела, при пропускании через них различных жидкостей или газовых смесей частично задерживают содержащиеся в них вещества. В результате этого из водных растворов или газовых смесей поглощаются отдельные ионы, молекулы, целые коллоидные или глинистые частицы. Процесс поглощения имеет сложную природу и обычно состоит из нескольких совместно протекающих процессов, в результате которых происходит изменение состава, состояния и свойств грунтов.

Свойство грунтов поглощать из фильтрующихся водных растворов или газовых смесей содержащиеся в них вещества называется поглотительной, или адсорбционной, способностью.

Изучение адсорбционной способности грунтов позволило подразделить ее на пять следующих видов:
механическую поглотительную;
физическую поглотительную;
химическую поглотительную;
биологическую поглотительную и
физико-химическую обменную.

Физико-химическая обменная способность грунтов приводит к тому, что одни ионы, содержащиеся в природных или иных растворах (газах), поглощаются твердой компонентой грунта, а другие, наоборот, поступают из нее в растворы. Природа остальных четырех видов адсорбционной способности иная: в этих случаях при взаимодействии растворов с грунтами из первых поглощается ряд веществ, причем это поглощение не сопровождается какими-либо обменными реакциями.

Механическая поглотительная способность грунтов

Механическая поглотительная способность — это свойство грунта, как всякого пористого тела, задерживать частицы, взмученные в фильтрующейся через него воде. Задержанные алюмосиликатные и органические частички примешиваются к твердой компоненте грунта, вступая с ней в более или менее прочные соединения, в зависимости от их состава, дисперсности и других свойств.

При фильтрации через грунт воды со взмученными в ней частицами часть из них будет задерживаться в грунте, а другая часть пройдет вместе с водой. Для каждого грунта можно установить предельную величину частичек, выше которой ни одна из них не будет профильтровываться через взятый слой грунта. Частицы меньшего размера будут отчасти профильтровываться, а отчасти задерживаться грунтом вследствие:
прерывности пор;
неправильной, разнообразной их формы;
существования молекулярного притяжения у мелких частиц, величина которого увеличивается с уменьшением их диаметра.

В последнем случае с механическим поглощением сочетается один из видов физической поглотительной способности.

Физическая поглотительная способность грунтов

Под физической поглотительной способностью грунтов понимается их способность поглощать из водных растворов или суспензий некоторые вещества вследствие молекулярного взаимодействия, возникающего между ними и грунтовыми частицами. При этом поглощенные вещества химически не взаимодействуют с грунтовыми частицами.

Влажный грунт представляет дисперсную систему, в которой вода, содержащая растворенные соли, может рассматриваться как дисперсионная среда, а твердые минеральные и органические частицы — как дисперсная фаза. Поверхностная энергия такой системы измеряется произведением поверхностного натяжения, возникающего на границе соприкосновения дисперсной фазы с дисперсионной средой, на величину суммарной поверхности всех частиц дисперсной фазы. Эта энергия, будучи свободной энергией, является причиной разнообразных процессов, протекающих в грунтах.

Хорошо известно, что всякая дисперсная система стремится уменьшить свою свободную поверхностную энергию. В системе «грунтовые частицы + природная вода» уменьшение поверхностной энергии может происходить как вследствие уменьшения величины суммарной поверхности, так и за счет уменьшения поверхностного натяжения природной воды. Оба эти случая приводят к проявлению физической поглотительной способности грунтов.

Стремление дисперсной системы понизить поверхностное натяжение приводит к тому, что концентрация веществ, вызывающих понижение поверхностного натяжения, возрастает в слое, непосредственно примыкающем к поверхности дисперсных частичек. Это явление носит название положительной адсорбции. Вещества, повышающие поверхностное натяжение, вызывают явление отрицательной адсорбции, при которой концентрация раствора будет уменьшаться по мере приближения к поверхности частичек. Отрицательная адсорбция также связана со стремлением дисперсной системы понизить поверхностное натяжение.

Поверхностное натяжение воды при данной температуре — величина определенная (при 0°—75,5 дин на 1 см), которая может меняться в зависимости от присутствия в воде различных веществ. Многие органические соединения (органические кислоты, спирты, высокомолекулярные вещества: алкалоиды, краски и др.) понижают поверхностное натяжение воды. Большинство неорганических солей, кислот и оснований, а также некоторые органические соединения (с большим количеством гидроокислов в молекуле) несколько повышают поверхностное натяжение воды. Изменение поверхностного натяжения находится в прямой зависимости от концентрации соответствующих веществ в воде.

В процессе физического поглощения могут адсорбироваться как молекулы растворенного вещества, так и молекулы растворителя. При положительной адсорбции поглощаются в большей степени молекулы растворенного вещества, при отрицательной адсорбции — растворителя. Это значит, что в дисперсной системе «грунтовые частицы + природная вода» процесс адсорбции может выражаться в одних случаях поглощением веществ, находящихся в природной воде, а в других случаях — поглощением самих молекул воды. Следовательно, образование связанной воды в грунтах определяется их физической поглотительной способностью и в известной степени зависит от того, какие вещества присутствуют в природной воде в растворенном состоянии.

Положительная адсорбция веществ, присутствующих в природной воде, приводит к тому, что они труднее вымываются из грунтовой тол щи. Отрицательная адсорбция способствует вымыванию этих веществ и, по-видимому, одновременно увеличивает количество связанной воды, образующейся вокруг грунтовых частиц.

В процессе физического поглощения дисперсная фаза может адсорбировать не только целые молекулы, но и поглощать из соли кислотные или щелочные ионы. Такой вид поглощения называется гидролитической адсорбцией. В ходе ее грунт может адсорбировать щелочь, обусловливая тем самым гидролитическую кислотность или анионы, вследствие чего возникает гидролитическая щелочность.

Образование адсорбционных слоев на поверхности твердого тела понижает его поверхностное натяжение к одновременно вызывает уменьшение твердости этой поверхности. Это явление экспериментально доказано и теоретически обосновано П. А. Ребиндером (1944), который считал, что адсорбированные молекулы, связываясь с поверхностными элементами кристаллической решетки, ослабляют силы сцепления между ними, облегчая образование новых или расширение уже имеющихся микротрещин в кристалле. Подмеченное явление было в дальнейшем использовано для понижения твердости горных пород в процессе бурения путем введения в скважины растворов, уменьшающих поверхностное натяжение минералов горных пород. Понижение твердости частиц грунтов вследствие адсорбции ими активных веществ приводит к более быстрому их раздроблению и к увеличению дисперсности грунтов в процессе выветривания.

Как отмечалось выше, величина поверхностной энергии грунта в основном обусловливается общей поверхностью его твердой компоненты и, следовательно, содержанием в грунте коллоидов. По расчетам К. К. Гедройца, при содержании в грунте частиц размером меньше 0,1 мк в количестве 1% веса грунта поверхность их равна поверхности всех остальных 99% различных гранулометрических элементов. Содержание коллоидов в суглинистых и глинистых грунтах обычно превышает 1%, а в отдельных случаях может достигать 75%. Поэтому величина поверхностной энергии грунта будет в значительной степени определяться содержанием в нем коллоидов. Она резко уменьшается при адсорбции и коагуляции коллоидов в грунтовых системах.

Свертывающее действие на коллоиды и переход их в агрегированное состояние оказывает один из ионов электролита. Положительно заряженные коллоиды коагулируют под действием аниона, а отрицательно заряженные — под действием катиона.

Коллоидные системы вообще являются относительно неустойчивыми, так как коллоидальные частицы сами по себе стремятся уменьшить свою поверхностную энергию путем уменьшения поверхности. Повышение устойчивости коллоидных систем обусловливается электрическим зарядом их дисперсной фазы: коллоидальные частички, неся одноименный заряд, при встречах отталкиваются. Таким образом, электрический заряд является фактором, стабилизующим коллоидально распыленное состояние вещества.

Большинство содержащихся в грунте коллоидов заряжены отрицательно, поэтому присутствие анионов соли является для них стабилизирующим фактором. Катионы соли будут понижать или уничтожать отрицательный заряд коллоидальных частичек, способствуя их коагуляции; в этом случае катионы являются инстабилизирующим фактором. Коагулирующее действие каждого электролита на коллоидные системы складывается из различного воздействия на них анионов и катионов.

К. К. Гедройц (1932) приводит данные о величине электролитического порога для различных хлоридов в отношении глинистой суспензии, состоявшей из частиц <0,5 мк, из которых следует, что коагулирующее действие солей увеличивается с ростом валентности катионов. Исключением является H+, коагулирующая способность которого больше всех остальных одновалентных катионов и даже превосходит коагулирующую способность двухвалентных катионов.

Наибольшей коагулирующей способностью из катионов, находящихся в природной воде в грунтах, обладает ион кальция. Поэтому в незаселенных грунтах главная роль коагулятора коллоидально распыленных частиц принадлежит этому катиону. Содержание его в природной грунтовой воде является основным фактором, обусловливающим физическое поглощение органических и минеральных коллоидов путем их коагуляции. В кислых почвах большое значение приобретает водородный ион. В солончаках основными коагуляторами могут быть Na+, Ca2+ и Mg2+ в зависимости от преобладания их в солончаке.

Присутствие в грунте H+ даже в незначительных количествах повышает коагулирующую способность других катионов. Гидроксильный ион (ОН-) оказывает противоположное влияние на коллоидальные системы: он способствует повышению устойчивости отрицательно заряженных коллоидальных частиц и очень сильно понижает коагулирующую способность электролитов: Поэтому физическое поглощение, обусловленное коагуляцией коллоидов под воздействием электролитов, протекает менее интенсивно в грунтах, имеющих щелочную реакцию. Исключением являются грунты, щелочная реакция которых обусловлена гидролизом гидратов окисей двухвалентных катионов, так как стабилизирующее действие ОН- меньше инстабилизирующего воздействия Ca2+ и Mg2+ . Это приводит к тому, что грунты, содержащие гидраты окисей одновалентных катионов, содержат коллоиды в диспергированном состоянии, а грунты, содержащие гидраты окисей двухвалентных катионов (в особенности Ca(OH)2), имеют коллоиды в скоагулированном состоянии.

Коагуляция коллоидов в грунте может произойти при нейтрализации их электрических зарядов, в результате чего могут образоваться сложные комплексы, состоящие из двух и более веществ. Такие комплексы образуются в грунте при взаимной коагуляции положительно заряженных гидратов окиси железа и алюминия с отрицательно заряженными органическими веществами или с золем кремнекислоты.

Физико-химическая обменная способность грунтов

Дисперсные грунты, как уже отмечалось, обладают свойством сорбировать из водных растворов (или реже газовых смесей) некоторые катионы и анионы, превращая их в обменные. Ионный обмен, обусловленный физико-химической обменной способностью грунтов, является одним из наиболее распространенных видов сорбционных явлений в грунтах. Он имеет большое практическое значение с инженерно-геологической точки зрения в связи с широким распространением в природных условиях и резким изменением состояния и свойств глинистых грунтов при замещении одних обменных ионов на другие. Кроме того, искусственно вызывая или изменяя ход ионного обмена, можно изменить инженерно-геологические особенности глинистых пород в нужном направлении.

Сущность физико-химической обменной способности грунтов состоит в том, что при взаимодействии их с раствором какого-либо вещества некоторое количество ионов исчезает из раствора, а вместо них в растворе в эквивалентных количествах появляются другие ионы. Например, при взаимодействии глинистого грунта с раствором СаС12 часть ионов кальция исчезает из раствора. Однако при анализе раствора можно легко убедиться, что в нем появились другие катионы, например, Mg2+ , Na+ или К+, суммарное количество которых эквивалентно количеству исчезнувшего Ca2+. Бывают такие случаи, когда количество появляющихся ионов в растворе после его взаимодействия с грунтом на первый взгляд кажется меньше того количества ионов, которое ушло из раствора. Однако при этом всегда уменьшается величина рН раствора, что указывает на увеличение его кислотности, на увеличение концентрации в нем ионов H+. Если учесть суммарно изменение в растворе концентрации H+ и других обнаруженных в растворе ионов, то окажется, что реакция обмена ионов между раствором и грунтом произошла в эквивалентных количествах.

Таким образом, реакции ионного обмена в грунтах протекают в строго эквивалентных количествах, они в большинстве случаев обратимы и подчиняются закону действующих масс.

В реакциях ионного обмена принимают участие как катионы, так и анионы. Наибольшее значение имеет катионный обмен и, естественно, он изучен гораздо глубже. Относительное значение обменных анионов, с точки зрения влияния их на состояние и свойства грунтов, пока не изучено.

В обменных реакциях могут принимать участие как ионы внешней обкладки двойного электрического слоя, так и первичные ионы кристаллической решетки. При этом каждый грунт характеризуется вполне определенным количеством ионов, способных к обмену в данных условиях. Общие закономерности ионного обмена были установлены К. К. Гедройцем и могут быть выражены следующим образом:
Интенсивность ионного обмена возрастает при увеличении концентрации раствора, взаимодействующего с грунтом. Количество вытесняемых катионов возрастает не пропорционально увеличению концентрации раствора, а медленнее.
Количество вытесняемых из грунта ионов при одной и той же концентрации раствора зависит от отношения навески грунта к объему взятого раствора. С увеличением отношения раствор/грунт повышается и количество вытесняемых ионов, но повышение это не пропорционально увеличению объема раствора, а значительно отстает от него.
Обмен ионов (с данной порцией раствора) обычно совершается чрезвычайно быстро и часто не зависит от продолжительности соприкосновения грунта с раствором.
Полный обмен всех обменных ионов грунта на ионы раствора достигается лишь при многократной повторной обработке грунта новыми порциями раствора.

Факторы, влияющие на обменную способность грунтов. Ниже рассматриваются факторы, влияющие на обменную способность грунтов: одни из них определяются природой грунта, а другие — природой взаимодействующего с грунтом раствора.

Физико-химическая обменная способность грунтов в значительной степени определяется их дисперсностью: чем выше степень дисперсности грунта, тем выше его обменная способность.

По представлению К. К. Гедройца, обменная способность грунтов обусловлена содержанием в них коллоидных частиц, причем только частицы размером менее 0,25 мк имеют значительную обменную способность. Среди частиц крупнее 0,25 мк К. К. Гедройц выделил частицы размером 0,25—5 мк, считая, что они обладают некоторой незначительной обменной способностью. Более крупные частицы обладают очень незначительной, емкостью обмена.

Увеличение емкости обмена с ростом дисперсности для одних минералов выражено резко, для других — отсутствует.

Р. Е. Грим (1959) делает вывод, что емкость обмена сильно увеличивается с ростом дисперсности у тех минералов, у которых ее величина в основном определяется нарушенными связями, и мало изменяется у минералов, у которых обмен связан с замещениями внутри кристаллической решетки. Из этого следует, что обменная способность в равной степени определяется как гранулометрическим, так и минералогическим составом грунтов.

Глинистые минералы с жесткой кристаллической решеткой характеризируются невысокой емкостью обмена. У минералов с подвижной кристаллической решеткой (например, у монтмориллонита) емкость обмена доходит до 150 мг-экв на 100 г грунта. Коллоидные и глинистые частицы многих первичных минералов обладают очень небольшой обменной способностью.

Очень высокой обменной способностью обладают органические и органо-минеральные соединения, встречающиеся в грунтах. К. К. Гедройц выделил эти соединения в особую гуматную группу в отличие от алюмосиликатной, минеральной. По его данным, в черноземе, содержащем 10% гумуса, примерно половина емкости обмена обусловливается органической частью. Чем мельче фракция, тем в большей степени обменная способность обусловливается содержащимся в ней органическим веществом. К. К. Гедройц нашел, что во фракции <0,25 мк кубанского чернозема емкость обмена органической части в 7—10 раз больше емкости минеральной.

Высокую обменную способность органических соединений в глинистых грунтах (до 100—500 мг-экв на 100 г) отмечает Р. Е. Грим (1959). При этом он указывает, что распространение органических соединений со столь высокой обменной способностью ограничивается молодыми отложениями и почвами. Органические вещества в древних образованиях, подвергшиеся даже небольшому метаморфизму, имеют несравнимо меньшую емкость обмена.

Таким образом, частицы, обладающие обменной способностью и определяющие физико-химическую обменную способность грунта в целом, можно характеризовать по степени их дисперсности и минералогическому составу. Эти частицы составляют, по К. К- Гедройцу, поглощающий комплекс грунтов.

Существенное влияние на физико-химическую обменную способность грунтов оказывает характер их структуры. Как отмечал В. А. Приклонский (1959), развитие и усиление связи между частицами в процессе диагенеза может уменьшать обменную способность породы в ее естественном состоянии по сравнению с исходным осадком или искусственно приготовленным из нее порошком или пастой.

Огромное влияние на физико-химические обменные процессы в грунтах оказывает состав обменных катионов в них и катионный состав взаимодействующего с ними раствора. На характер замещаемости катионов может оказывать влияние природа аниона во взаимодействующем с грунтом растворе. Так, например, доказано значительное изменение замещаемости Na+ в монтмориллоните ионами Ca2+ в зависимости от того, использовался ли при этом раствор гидрата кальция или раствор сульфата кальция.

Большое влияние на величину поглощения ионов оказывает реакция среды. Водородные ионы конкурируют с другими ионами, имеющимися в растворе, и чем больше концентрация H+ в растворе, тем сильнее они препятствуют вхождению других катионов в поглощающий комплекс. Следовательно, при уменьшении рН среды обменная способность грунта относительно других катионов уменьшается; при возрастании рН, наоборот, увеличивается. С понижением значения рН обменная способность грунтов в отношении катионов уменьшается, а в отношении анионов, наоборот, возрастает.

Уменьшение обменной способности грунтов в отношении катионов при снижении рН среды объясняется тем, что при этом некоторые амфотерные коллоиды меняют свой отрицательный знак на положительный. При высоких значениях рН коллоиды гидроокисей железа и алюминия бывают заряжены отрицательно, в их диффузном слое находятся катионы. Для коллоидов гидроокиси железа изоэлектрическая точка определяется величиной рН, равной 7,1, для коллоидов гидроокиси алюминия — рН 8,1. В изоэлектрической точке способность коллоидов к ионному обмену отсутствует. При значении рН ниже изоэлектрической точки коллоиды имеют положительный заряд, и в соответствии с этим в их диффузном слое находятся анионы и может идти только анионный обмен. Реакции анионного обмена в большинстве случаев происходят в грунтах, богатых полуторными окислами.

Необходимо отметить, что положительно заряженные частицы менее энергично поглощают анионы, чем отрицательно заряженные частицы — катионы. В целом обмен анионов в грунтах протекает менее интенсивно по сравнению с обменом катионов.

Практическое использование поглотительной и физико-химической обменной способности грунтов. Поглотительная и физико-химическая обменная способность грунтов широко используется в практической деятельности грунтоведов и строителей.

При производстве гранулометрического анализа широко применяются физико-химические методы подготовки грунта, разработанные советскими учеными К. К. Гедройцем, А. Н. Соколовским, Н. А. Качинским, С. С. Морозовым и др. Эти методы основаны на том, что в грунт вводятся одновалентные катионы (чаще всего Na+ или NH+4), которые, переходя в поглощенное состояние, вызывают диспергацию естественных грунтовых агрегатов. В результате этого при физико-химической подготовке грунтов к анализу мы получаем наиболее объективное представление о дисперсности грунтов.

Физико-химическая обменная способность грунтов используется для уменьшения величины их водопроницаемости. В 1933 г. А. Н. Соколовский предложил метод борьбы с фильтрацией из водохранилищ и каналов, основанный на замене поглощенного Ca2+ на Na+. Позднее он дал детальное обоснование этому методу, который стал известен под названием методом солонцевания. Сущность его состоит в том, что в грунт вносится NaCl из расчета величины емкости катионного обмена грунта. Этот метод успешно применяется как в бескарбонатных, так и в карбонатных грунтах. Например, черноземы снижают свою фильтрационную способность в 214—285 раз, а карбонатные грунты — в 17—22 раза.

При воздействии на искусственно сформированный Na-грунт природных поверхностных вод, содержащих значительное количество ионов Ca2+ водопроницаемость грунта вновь постепенно увеличивается вследствие вхождения Ca2+ в поглощающий комплекс. Полная замена обменного Na+ на Ca2+ приводит к восстановлению первоначальной водопроницаемости грунта.

На использовании механической и физической поглотительной способности грунтов основан другой метод понижения их водопроницаемости, известный под названием кольматации грунтов.

Как известно, под процессом кольматации понимают заполнение пустот пористого тела более мелкими частицами, поступающими с током жидкости, в результате чего уменьшается фильтрационная способность данного пористого тела. Процесс кольматации широко протекает в природе1 и легко может быть воспроизведен человеком, когда возникает необходимость уменьшения фильтрационной способности грунтов, в которых создаются гидротехнические сооружения. При помощи глинистых растворов могут быть закольматированы галечниковые, песчаные и супесчаные грунты, имеющие значительную водопроницаемость.

Сущность процесса кольматации может быть легко рассмотрена на следующем опыте. Суспензии, приготовленные из монтмориллонитовой и каолинитовой глин и моренного суглинка концентрацией от 0,00l до 0,1%, пропускались через широкие стеклянные трубки, наполненные песком различной крупности. Во всех случаях можно было наблюдать, что первые порции фильтрата, просачивающегося через песок, были совершенно чистыми без всяких признаков мути, которая появлялась лишь после определенного времени, причем концентрация фильтрата постепенно приближалась к первоначальной. Количество очищенного фильтрата в первых порциях зависело от дисперсности песка и толщины его слоя: с их ростом объем очищенного фильтрата увеличивался.

Полное очищение суспензии в начальный момент ее фильтрации через песок можно объяснить только тем, что находящиеся в суспензии частицы адсорбируются на поверхности песчинок в результате действия поверхностных молекулярных электростатических сил. Когда же эти силы все «израсходованы», то глинистые частицы суспензии в силу своих малых размеров почти свободно проходят через песок, вследствие чего концентрация суспензии мало изменяется. Если поры фильтрующего слоя песка незначительных размеров, то при повторных пропусканиях глинистой суспензии происходит механическое поглощение частиц. В результате концентрация суспензии вновь начнет уменьшаться. При многократной фильтрации одного и того же объема суспензии возможно полное ее очищение. В этом случае основное значение принадлежит не физической, а механической поглотительной способности песка.

Таким образом, кольматация песков представляет собой совокупность физического и механического поглощения глинистых частиц, выражающегося в адсорбционном взаимодействии глинистых и песчаных частиц, коагуляции и структурообразовании самих глинистых частиц и в «застревании» частиц и агрегатов в порах песка.

При кольматации песков следует учитывать их состав и состав кольматирующих глинистых растворов — главного фактора, определяющего результаты кольматации. Пески различного гранулометрического состава кольматируются глинистыми растворами определенного состава и концентрации.

Крупнозернистые пески могут быть закольматированы растворами, приготовленными из глин и суглинков при сравнительно высоких концентрациях суспензий (1,5—3%). Эти пески не задерживают тонкие глинистые частицы, поэтому для их кольматации следует употреблять суглинки и агрегированные глины, особенно полиминерального полидисперсного состава. При кольматации сильно фильтрующих грубо- и крупнозернистых песков высокодисперсной глиной в глинистый раствор необходимо добавлять более грубые гранулометрические разности (пылеватые и тонкопесчаные фракции). Кольматацию можно проводить в два этапа. Сначала крупные 'пески следует закольматировать тонкопесчаным и пылеватым материалом, а образующийся грунт закольматировать глиной.

Кольматации мелкозернистых песков возможна только диспергированными устойчивыми растворами, содержащими преимущественно частицы <0,005 мм, свободно проникающие в песок на достаточную глубину. Для кольматации этих песков необходимо проводить специальную обработку глин с целью разрушения микроагрегатов глинистых грунтов, а в некоторых случаях — обработку самого песка веществами, ослабляющими его адсорбционную способность.

Эффективность кольматации — глубина закольматированного слоя и уменьшение коэффициента фильтрации — определяется минералогическим составом глин-кольматантов, который характеризует их дисперсность и адсорбционную способность по отношению к песчаным зернам и, следовательно, способность глинистых частиц проникать в толщу песка и поглощаться песком. Увеличение дисперсности глин способствует проникновению частиц на большую глубину, рост адсорбционной способности приводит к большому снижению коэффициента фильтрации.

Наиболее дисперсными являются монтмориллонитовые глины, затем идут гидрослюдистые и каолинитовые. Среди этих глин гидрослюдистые — наилучшие для кольматации песков в силу того, что они лучше адсорбируются на песчаных зернах.

Глубина кольматации будет максимальной при монтмориллонитовой и наименьшей — при каолинитовой глине.

Для приготовления глинистых растворов наиболее благоприятны слабоминерализованные воды (сухой остаток менее 100 мг/л), у которых содержание одновалентных катионов выше содержания многовалентных. Следует отметить, что на первой стадии кольматации адсорбированные частицы удерживаются на поверхности песчинок непрочно и могут быть легко вымыты из песка водой при ее фильтрации, после чего песок способен опять адсорбировать из суспензии такое же количество глинистых частиц. В связи с этим после кольматации песков для упрочнения коагуляционных связей и закрепления глинистых частиц в песке необходимо через него профильтровать растворы с многовалентными коагулирующими катионами (СаСl2, AlCl3). Для этой цели могут быть также использованы природные засоленные воды и рассолы, содержащие поливалентные катионы.

Надо иметь в виду, что при кольматации песков могут быть и неудачи. Иногда глинистые частицы не проникают с током воды в толщу песка, а накапливаются на его поверхности. Образуется своеобразный глинистый экран, благодаря которому и происходит уменьшение водопроницаемости. При нарушении глинистого экрана фильтрация воды возобновляется с прежней силой. Поэтому такой метод уменьшения фильтрационной способности грунтов является ненадежным. Образование глинистого слоя на поверхности песка говорит о том, что процесс кольматации идет неправильно, что не учтены какие-то факторы, мешающие частицам проникнуть с током воды в глубь песка. К числу таких факторов относится засоленность воды или самого песка, присутствие обменного Ca, вызывающего агрегацию глинистых частиц и др. В том случае, когда неблагоприятные факторы устранены, процесс кольматации протекает нормально, глинистые частицы с током воды поступают в поры песка, задерживаются в них благодаря физической и механической поглотительной способности и коренным образом изменяют свойства самого песка.

Химическая поглотительная способность грунтов

Химическая поглотительная способность дисперсных грунтов, выделенная К. К. Гедройцем в самостоятельный вид поглотительной способности, выражается в том, «что те анионы растворенных солей, которые дают с катионами, находящимися в почвенном растворе, нерастворимые или мало растворимые соли, будут выпадать из раствора в виде соответствующих солей: выпадающий осадок будет примешиваться к твердой фазе почвы».

Химическая поглотительная способность грунтов в представлении К. К. Гедройца основана на образовании трудно растворимых соединений, в результате чего в эквивалентных количествах поглощаются как анионы, так и катионы.

В грунтах из катионов, дающих нерастворимые соединения, чаще всего встречаются Ca2+ Mg2+ , Fe3+, Al3+. Первые два (Ca2+ и Mg2+ ) в этом отношении играют наиболее важную роль.

Образование труднорастворимых соединений может происходить в двух случаях. Первый случай — в результате физико-химического обмена в раствор выходят катионы, находившиеся в адсорбированном состоянии и способные образовывать с анионами раствора труднорастворимые соли. Примером может служить действие на карбонатный грунт раствора Na2CO3. В этом случае благодаря физико-химической обменной способности катион Na+ войдет в поглощающий комплекс грунта и вытеснит оттуда эквивалентное количество кальция и магния.

Второй случай связан с присутствием в природной воде и в твердой составляющей грунта простых солей, катионы и анионы которых способны вследствие химической реакции образовать труднорастворимую соль. Например, если к почве, в которой содержится СаСl или CaSO4, прибавить раствор фосфорнокислого натрия, то вследствие химической реакции выпадает очень труднорастворимый трехвалентный фосфат Са3(РO4)2.

Приведенные примеры показывают, что образование труднорастворимых солей фосфорной и угольной кислот — процесс, который широко развит в природе.

Биологическая поглотительная способность грунтов

Биологическая поглотительная способность развита главным образом в верхнем слое грунтовой толщи — в почве. «Почва со всеми живущими в ней организмами с естественноисторической точки зрения может быть рассматриваема как нечто единое, как особое тело; те, процессы, которые в ней протекают благодаря жизнедеятельности этих организмов, относятся также к почвенным процессам и могут быть выделены в особую группу. С этой точки зрения извлечение организмами из почвенного раствора в процессе их жизнедеятельности различных веществ можно рассматривать как особый вид поглотительной способности почвы, как биологическое поглощение», — писал К. К. Гедройц (1932).

Биологическое поглощение отличается от других видов поглощения своим избирательным характером. Еще В. Р. Вильямс (1936) указывал, что «избирательная поглотительная способность представляет неотделимое свойство растительного организма (как и всякого другого) и никакого отношения к минеральной массе почвы не имеет».

Миллиарды живущих в почве микроорганизмов и сильно разветвленная корневая система растений обусловливают значительный эффект биологического поглощения, которое состоит из двух различных процессов: 1) из усвоения растениями и микроорганизмами необменных ионов, находящихся в составе минералов, и 2) из обмена ионов, происходящего между корневой системой и микроорганизмами, с одной стороны, и почвенным раствором или твердой компоненты почвы, с другой стороны. Преобладание одного из этих процессов зависит от особенностей жизни растений и микроорганизмов. Хорошо известно, что мхи, лишайники и некоторые высшие растения могут поселяться прямо на скалах, когда они едва лишь затронуты процессами выветривания" и почвообразования. В этих условиях растения могут разрушать кристаллические решетки минералов, поглощая из их состава нужные им ионы.

Теплота смачивания грунтов

Адсорбционная способность грунта по отношению к воде. выражается в образовании связанной воды. При образовании последней наблюдается выделение теплоты, которая получила название теплоты смачивания. Она обычно выражается в малых калориях (кал/г).

Известно, что в процессе гидратации грунтовых частиц молекулы воды при переходе их в связанное состояние теряют часть своей кинетической энергии, которая выражается в ограничении свободы их трансляционного движения. Кроме того, при образовании вокруг грунтовых частиц пленок связанной воды происходит также уменьшение поверхностной энергии радикалов кристаллической решетки. В результате уменьшения кинетической энергии молекул воды и поверхностной энергии грунтовых частиц в процессе смачивания выделяется тепловая энергия. Главную роль при этом играет изменение кинетической энергии молекул воды. Это дает основание считать, что величина теплоты смачивания есть функция количества воды, переходящей в связанное (главным образом прочносвязанное) состояние в процессе гидратации грунта. Она указывает на способность грунта связывать опре

деленное количество воды. Эту способность грунта следует считать одной из важнейших физико-химических его характеристик.

Теплота смачивания характеризует «активность» грунта в процессе гидратации, которая зависит от его минералогического и гранулометрического состава, состава обменных катионов и от тех условий, в которых находится грунт.

Теплота смачивания во многом определяется удельной поверхностью грунтовой системы, которая, как уже отмечалось выше, зависит от дисперсности грунта. Повышение степени дисперсности грунта приводит к увеличению поверхности грунтовых частиц и к увеличению количества связанной воды, образующейся в процессе гидратации грунта, и, следовательно, к повышению теплоты смачивания.

Зависимость теплоты смачивания от величины поверхности частиц удобнее всего изучать на простых веществах. Б. В. Ильин (1935) измерял микрометром внешнюю поверхность порошка барита (BaSCU) и после этого определял его теплоту смачивания в воде и других жидкостях. Было установлено, что теплота смачивания находится в линейной зависимости от удельной поверхности барита. Теплота смачивания у частиц диаметром более 0,005 мм наблюдалась не всегда, в то время как при размере частиц менее 0,005 мм при взаимодействии с водой всех минералов выделялась теплота смачивания.

Данные Ф. Д. Овчаренко (1962) показывают, что для глин, глинистая фракция которых состоит из минералов с жесткой структурой, наблюдается линейная зависимость между содержанием глинистых частиц в породе и теплотой смачивания. В частности, такая зависимость была получена для каолинитовых и монотермитовой глин. Для глин, содержащих в глинистой фракции минералы с раздвижной кристаллической решеткой, эта зависимость более сложная, объясняющаяся тем, что в этом случае вода связывается не только внешней поверхностью глинистых частиц, о и проникает внутрь между отдельными пакетами, кислородные слои которых присоединяют воду.

Минералогический состав является одним из важнейших факторов, от которых зависит теплота смачивания грунтов. Эта зависимость особенно резко выражена. у глинистых минералов, характеризующихся различным характером строения их кристаллических решеток. Так, теплота смачивания монтмориллонитовой глины (асканглины) равна 23,14 кал/г, а теплота смачивания глуховецкого каолина — 1,17 кал/г. Согласно данным Ф. Д. Овчаренко (1961), различные глинистые минералы располагаются в следующий ряд по убыванию теплоты смачивания:

монтмориллонит > бейделлит > галлуазит > монотермит > каолинит > пирофиллит.

На величину теплоты смачивания влияет не только минеральный состав частиц, но и степень совершенства их внутренней структуры. В частности, установлено, что каолинит со строго упорядоченной структурой характеризуется меньшим тепловым эффектом по сравнению с каолинитом, структура которого несовершенна.

Нa величину теплоты смачивания большое влияние оказывает состав обменных катионов, поскольку он, с одной стороны, определяет состояние глинистой и коллоидной составляющих грунта (их диспергацию или агрегацию), с другой,— обусловливает гидратационную способность грунта. При этом наибольшее значение имеет степень гидратации обменных катионов.

На основании экспериментальных данных установлено, что теплота смачивания образцов грунта, насыщенных различными катионами, изменяется по следующему ряду:

Mg > Ca > Ba > H > Li > Na >К.

Эта закономерность соответствует величинам гидратации ионов. Чем больше гидратированы катионы, находящиеся в поглощенном состоянии, тем больше теплота смачивания грунта. Это, однако, не значит, что теплота смачивания по своей природе целиком является теплотой гидратации катионов, находящихся в поглощенном состоянии. Состав обменных катионов сильно влияет на величину теплоты смачивания, но не определяет целиком ее значение.

Влияние обменных катионов на величину теплоты смачивания может изменяться в зависимости от силы воздействия между ними и твердыми частицами. Поэтому при определении теплоты смачивания грунтов, насыщенных различными катионами, может наблюдаться отклонение от указанной закономерности, обусловленное различием в минералогическом составе грунтов.

Теплота смачивания грунтов зависит от их исходной влажности: чем больше влажность грунта, тем меньший тепловой эффект наблюдается в процессе их гидратации. Наибольшая теплота смачивания наблюдается при смачивании сухого грунта.

Наиболее резкое уменьшение теплоты смачивания на первом этапе увеличения влажности грунта обусловлено тем, что молекулы воды при взаимодействии с частицей в процессе образования прочно связанной воды теряют тем больше кинетической энергии, чем ближе они находятся к поверхности частицы. Образующиеся при смачивании влажного грунта новые слои прочносвязанной воды удалены от частицы на большие расстояния и связаны с ней слабее. Вследствие этого молекулы воды, переходящие в прочносвязанное состояние на этом этапе гидратации, теряют меньше кинетической энергии и, как следствие, выделяется меньшее количество теплоты смачивания.

На величину теплоты смачивания грунтов известное влияние оказывает наличие в грунтах адсорбированного воздуха. Так, по данным Ф. Д. Овчаренко (1961), при смачивании водой после удаления воздуха теплота смачивания для бентонитов увеличивается в среднем на 5%, для каолинитов и каолинитовых глин — свыше 15%. Увеличение теплоты смачивания каолинов и каолинитовых глин происходит главным образом вследствие удаления защемленного воздуха, а в случае монтмориллонита — благодаря удалению пузырьков газов, «прилипших» к гидрофобным участкам поверхности — углам, ребрам.

Структура грунтов мало влияет на величину теплоты смачивания. Определение теплоты смачивания у образцов, растертых резиновым пестиком в фарфоровой ступке и просеянных через сито диаметром в 1 мм, и у структурных отдельностей размером 5—10 мм показывает примерно одинаковую величину теплоты смачивания. Так, например, теплота смачивания у образцов бентонита с нарушенной структурой была 23,14 кал/г, с ненарушенной структурой — 22,92 кал/г, у покровного суглинка — 4,38 и 4,80 кал/г соответственно.

Теплота смачивания грунтов находится в сложной зависимости от целого ряда факторов. По ее величине нельзя односторонне характеризовать ни дисперсность, ни минералогический состав, ни состав обменных катионов грунтов. Однако величина теплоты смачивания в целом характеризует активность взаимодействия твердой компоненты грунта с водой, т. е. характеризует гидрофильность грунта.

Набухание и усадка грунтов. Набухание грунтов

Набуханием называется увеличение объема грунта в процессе смачивания. Способность к набуханию связана с гидрофильным характером глинистых минералов, слагающих связные грунты, и большой удельной поверхностью последних.

Набухание — результат гидратации грунта; оно обусловлено в основном образованием в грунте рыхлосвязанной воды. Оболочки связанной воды, формирующиеся вокруг коллоидных и глинистых частиц, уменьшают силы сцепления между ними, раздвигают их и этим вызывают увеличение объема грунта.

Набухание тесно связано со связанностью грунта. В процессе набухания не только увеличивается объем грунта, но и уменьшается его связанность благодаря значительному ослаблению сцепления между отдельными грунтовыми частицами. Набухание грунтов может привести к их разрушению под действием воды — обусловить размокание грунта.

Процесс набухания носит осмотический характер. Причиной, вызывающей набухание, является разница в концентрации солей в поровом растворе и в воде, окружающей породу. Если концентрация внешнего раствора меньше концентрации раствора, находящегося в порах породы, происходит набухание породы (оно тем больше, чем больше разница концентрации этих растворов). Если же концентрация внешнего раствора больше концентрации порового раствора, то набухание может не происходить; в этом случае может наблюдаться сжатие породы, подобное тому, какое наблюдается при ее высыхании.

При увеличении объема грунта в процессе набухания развивается определенное давление, которое называется давлением набухания. Оно может быть обнаружено и измерено с помощью внешней нагрузки. Очевидно, что давление набухания будет равно той нагрузке, при которой увеличение объема грунта наблюдаться не будет.

Таким образом, способность грунтов к набуханию можно характеризовать:
степенью, или деформацией набухания (Rн), определяемой по изменению объема или высоты образца грунта и выражаемой в процентах;
влажностью набухания (Wн) — влажностью в процентах, соответствующей такому состоянию грунта, при котором прекращается процесс поглощения жидкости;
давлением набухания (Рн) — давлением в кГ/см2, которое развивается при невозможности объемных деформаций в процессе набухания грунта.

Между деформацией набухания и давлением набухания существует тесная взаимосвязь. Результаты экспериментов, проведенные Ж. М. Poгаткиной (1968) на образцах хвалынских глин, показали, что отношение деформации набухания к давлению набухания для образцов с ненарушенным сложением равно 0,57, для их паст — 0,20.

При изучении процесса набухания следует иметь в виду, что в результате взаимодействия воды с грунтовыми частицами хотя и наблюдается увеличение объема грунта, но образовавшийся объем меньше простой суммы объемов грунта и воды, вступивших во взаимодействие. Это явление уменьшения суммарного объема в процессе взаимодействия грунта и воды называется контракцией объема. Она определяется как уменьшение объема в см3, которое проявляется, когда 1 г сухого набухающего вещества вбирает п граммов воды. Контракция объема — вполне ощутимая величина. В частности, для почв она колеблется от 0,16 см3 (подзолистые почвы) до 1,60 см3 (черноземы) на 100 г. Для коллоидов, выделенных из аллювиального суглинка, контракция составляет 2,088 см3, а для коллоидов, выделенных из обыкновенного чернозема, — 7,355 см3 на 100 г.

Явление контракции объема грунт + вода можно объяснить образованием связанной воды. При переходе свободной воды в связанное состояние плотность ее увеличивается, а объем уменьшается. В результате общий объем системы грунт + вода тоже уменьшается. Чем больше образуется в грунте связанной воды, тем больше величина контракции объема.

Основными факторами, определяющими характер набухания грунтов, являются:
состав и строение грунта (минералогический и гранулометрический состав, состав обменных катионов, структурно-текстурные особенности, влажность и др.);
химический состав и концентрация водного раствора, взаимодействующего с грунтом;
величина внешнего давления, под которым находится грунт.

Пески и супеси или совсем не проявляют набухания, или набухают очень слабо. Набухание суглинков и глин возрастает в соответствии с увеличением содержания в них глинистых и особенно коллоидных частиц. Величина набухания воздушно-сухих образцов, сформированных из хвалынских глин и имеющих одинаковую начальную плотность, возрастала от 0 до 37% в соответствии с увеличением содержания глинистых частиц от 1,5 до 88%. С ростом дисперсности грунтов помимо величины набухания увеличивается также время, потребное для достижения максимальной величины набухания.

Огромное влияние на набухание грунтов оказывает их минералогический состав и главным образом состав глинистых минералов. Минералы, имеющие подвижную кристаллическую решетку (например, группы монтмориллонита), обладают несравненно большей величиной набухания по сравнению с минералами, обладающими жесткой кристаллической решеткой (например, группы каолинита).

Молекулы воды, соприкасаясь с частицами монтмориллонита, свободно проникают между слоистыми пакетами, заставляют их раздвигаться и тем самым вызывают интенсивное набухание монтмориллонита. Это явление было доказано еще Гофманом, установившим зависимость расстояния между слоистыми пакетами кристаллической решетки монтмориллонита от содержания в нем воды. В соответствии с этим грунты, содержащие в глинистой фракции монтмориллонит, нонтронит и им подобные минералы, будут набухать сильнее, чем грунты, у которых в глинистой фракции находятся галлуазит, каолинит и другие минералы с жесткими кристаллическими решетками. Кроме того, в зависимости от минералогического состава изменяется дисперсность грунтов, которая, как показано выше, также сильно влияет на их величину набухания.

Набухание грунтов сильно изменяется в зависимости от состава обменных катионов.

Грунты, у которых поглощающий комплекс насыщен преимущественно двух- и трехвалентными катионами, имеют ограниченное набухание. Наибольшее набухание отмечается у тяжелых глин, содержащих в обменном комплексе в значительном количестве одновалентные катионы. По данным К. К. Гедройца, частицы диаметром меньше 0,25 мк, насыщенные Li+ и Na+, набухали до состояния желатинообразной массы, содержащей до 1000% воды к весу сухой навески.

Влияние обменных катионов на величину набухания обусловлено в первую очередь тем, что с изменением их состава происходит соответствующее изменение степени дисперсности грунта благодаря различному количеству связанной воды, образующейся в диффузном слое мицеллы. В процессе набухания происходит диспергация грунта, что в свою очередь способствует дальнейшему развитию набухания. Поэтому существует тесная взаимосвязь между величиной набухания и определяемой дисперсностью грунта. Величина набухания больше у образцов глин, насыщенных Na+, чем у образцов, насыщенных Ca2+.

Таким образом, величина набухания изменяется в зависимости от обменных катионов по такой закономерности: катион+>катион2+> катион3+.

Влияние обменных ионов на величину набухания грунта повышается при увеличении его емкости обмена.

Существенное влияние на величину набухания оказывает начальная влажность грунтов. Многочисленные исследования показывают, что по мере увеличения значения этого показателя набухание уменьшается. Так, например, образцы глины апшеронского яруса, отобранные в районе Мингечаурского водохранилища, при начальной влажности 6,2% имели величину объемного набухания 17,4% и влажность набухания 23,8%, а образцы с начальной влажностью в 13% — величину набухания 5% и влажность набухания 19,8%.

Исследования, выполненные Д. С. Горячевой (1968) на предварительно уплотненных пастах каолинитовой и монотермитовой глин, показали, что деформация и давление набухания связаны с начальной влажностью прямолинейной зависимостью, выражающейся уравнением

Rн(Pн) = KW(Wн-W), где Wн — влажность набухшего образца; № —начальная влажность образца; KW — коэффициент набухаемости, определяемый как тангенс угла наклона прямой к оси влажности.

Периодическое изменение влажности оказывает большое влияние на набухание грунтов. При циклическом замачивании и высушивании глинистых образцов в каждом последующем цикле подсушивания — замачивания увеличивается как степень набухания, так и давление набухания. Так, при естественной влажности степень набухания образцов хвалынских глин изменялась от 1 до 8%, а после многократного подсушивания — увлажнения при тех же значениях начальной влажности она возросла до 7,5—16%. Давление набухания в исследованных хвалынских глинах при естественной влажности не превышало 5 кГ/см2. В тех же грунтах после их цикличного подсушивания — увлажнения оно возрастало до 10 кГ/см2 и более.

Величина набухания глинистых грунтов зависит от характера их сложения. С увеличением плотности образцов глинистых пород степень их набухания и давление набухания обычно возрастают. Однако искусственное уплотнение грунтов может уменьшить набухание, что обусловлено резким уменьшением их водопроницаемости, в результате чего некоторая часть грунта становится недоступной для воды. При механическом нарушении целостности такого образца и появлении в нем трещин набухание будет больше в более плотных грунтах.

Нарушение естественной структуры грунтов способствует увеличению набухания.

Набухание глинистых грунтов также зависит от присутствия солей в растворах, циркулирующих в грунтах, их концентрации и величины рН растворов. Химический состав воды в значительной степени определяет состав обменных катионов, а следовательно, и величину набухания грунтов. Кроме того, при наличии одних и тех же солей в природной воде величина набухания грунта будет изменяться в зависимости от их концентрации. Чем больше содержание электролитов в воде, тем менее гидратированы ионы диффузного слоя грунтовых мицелл, тем меньше в грунте образуется связанной воды и, следовательно, тем меньше будет его набухание.

Деформация набухания грунтов зависит от величины внешней пригрузки, действующей на грунт. Деформация набухания снижается по мере роста пригрузки и особенно сильно — в зоне малых напряжений. Если величина внешней пригрузки равна или больше давления набухания, то деформация набухания не проявляется.

Набухание грунтов является их важным свойством, которое необходимо учитывать при проведении строительных работ. Строителям приходится иметь дело с явлением набухания грунта при вскрытии их выемками, котлованами и т. п., а также при сооружении плотин и водохранилищ, когда изменяются гидрогеологические условия местности и

увеличивается влажность пород за счет вновь поступающей воды. Грунты, слагающие дно и откосы котлованов и выемок, под действием вод (чаще всего атмосферных) могут не только набухать, но и размокать, в результате чего полностью нарушается их естественная структура.

Усадка грунтов

Усадкой грунта называется уменьшение его объема в результате удаления воды при высыхании или при проявлении физико-химических процессов (синерезис, осмос). Усадка грунта может происходить как в субаэральных условиях при испарении влаги под действием разности температур (разности относительной влажности), так и в субаквальных условиях под действием процессов синерезиса и осмоса. Способностью к усадке обладает только влажный грунт.

В результате усадки грунт становится плотнее и после высыхания — даже твердым. Уплотнение глинистого грунта при усадке увеличивает его сопротивление деформациям, но наличие трещин, обычно сопровождающих усадку, повышает водопроницаемость и уменьшает устойчивость поверхностного слоя грунта в откосах. В условиях сухого и жаркого климата усадочные клиновидные трещины разбивают массив глинистого грунта на глубину до нескольких метров.

В максимальной степени усадка проявляется в глинах, другим же связным породам она свойственна меньше. Однако значение процессов усадки даже в таких породах, как мергель и глинистый известняк, велико, так как растрескивание породы при высыхании способствует образованию на склонах рыхлых подвижных осыпей, питающих грязекаменные потоки (сели).

При усадке происходит не только механическое уплотнение и растрескивание породы, но и перераспределение растворимых химических компонентов грунта. Участки породы, через которые происходит испарение воды, при усадке часто обогащаются солями и могут приобрести в ряде случаев повышенную прочность и водостойкость, но при кристаллизации таких минералов, как гипс, наоборот, могут дополнительно дезинтегрироваться. Следовательно, усадка — сложный физико-химический процесс, приводящий к изменению характера структурных связей между частицами.

Величину усадки грунта принято характеризовать по уменьшению линейных размеров или объема образца. В соответствии с этим различают относительную линейную (bl) и объемную (bv) усадку.

Величина относительной линейной и объемной усадки обычно выражается в процентах. Объемная усадка для однородного изотропного грунта примерно в три раза больше линейной усадки.

Усадка грунта протекает лишь до определенной плотности грунта, при которой наступает равновесие между силами, возникающими при усадке и стремящимися сблизить частицы, и силами сопротивления структуры грунта. Поэтому в качестве показателя усадки глинистого грунта часто используется величина влажности на пределе усадки и соответствующий ей коэффициент пористости.

Усадка грунтов зависит от их дисперсности, химико-минералогического состава, структуры и текстуры. Наиболее ярко усадка выражена у глинистых пород.

Ее величина зависит от содержания в грунте глинистых частиц: чем выше дисперсность глинистых грунтов, тем больше усадка при прочих равных условиях. Но для лёссовых грунтов ненарушенной структуры отчетливо выраженная зависимость усадки от содержания глинистых частиц отсутствует. Влияние минералогического состава на величину усадки выражается через кристаллохимические особенности поверхности минеральных частиц и их кристаллическую структуру (подвижная или нераздвигающаяся кристаллические решетки), а также через дисперсность и начальную плотность. Для глинистых минералов, находящихся в одинаковом состоянии, величина усадки bv будет наибольшей для монтмориллонитовых и палыгорскитовых глин, а для каолинитовых и гидрослюдистых будет наименьшей. Для глин, состоящих из частиц игольчатого габитуса, характерна сравнительно большая усадка, что объясняется рыхлой упаковкой таких частиц в образце.

Влияние обменных катионов и концентрации солей в поровом растворе на величину усадки осуществляется через изменение толщины слоя связанной воды и начальную плотность (влажность). Монтмориллонитовые глины, насыщенные ионом натрия или лития, обнаруживают наибольшую усадку, так как для них характерна высокая гидрофильность и высокая начальная влажность. Для гидрослюдистых глин высокая усадка будет также характерна в случае обменного натрия; при наличии в обменном комплексе глин обменного калия, кальция, а также трехвалентных катионов усадка будет меньше.

Величина усадки глинистых пород в сильной степени зависит от начальной пористости и влажности: чем выше начальная пористость (влажность), тем больше усадка.

Прочность структурных связей оказывает большое влияние на усадку пород. Усадка паст, как правило, в несколько раз выше усадки образцов с естественными структурными связями при одинаковой начальной пористости или влажности образцов. Для молодых глинистых отложений влияние структурных связей на усадку при отсутствии прочного цемента может быть и несущественным.

Влияние структурных связей на усадку грунта объясняется тем, что естественные структурные связи препятствуют уплотнению грунта при усадке, тогда как в пасте частицы могут более свободно перемещаться относительно друг друга и образовывать более плотные структуры. С увеличением плотности образца грунта и приближением ее к плотности на пределе усадки влияние структурных связей на усадку грунтов будет уменьшаться и не будет превышать нескольких процентов.

При высыхании грунта в его скелете развиваются значительные сжимающие силы, эквивалентные действию давления в десятки кГ/см2. Природа возникающего при усадке давления сложна и складывается из капиллярного давления и сил молекулярного и электростатического притяжений, когда частицы достаточно сблизятся друг с другом. Прочность образца глинистого грунта в процессе усадки в результате увеличения плотности и усиления структурных связей неуклонно возрастает и особенно интенсивно, когда влажность становится меньше предела усадки. При этом она значительно превышает прочность образцов, уплотненных внешним давлением до одинаковой с первыми плотности. Причина этого заключается в том, что с увеличением плотности при усадке происходит усиление структурных связей между частицами вследствие кристаллизации солей, в результате проявления молекулярных и электростатических связей, которые слабо действуют при простом уплотнении грунта в условиях полного водонасыщения.

В процессе усадки глинистых осадков и пород обычно образуются трещины. Причиной их появления является развитие напряжений, превышающих прочность структурных связей между частицами и агрегатами, вследствие неравномерного распределения влажности и температуры. При этом в центре тела возникают сжимающие, а на поверхности растягивающие напряжения. Усадка влажного глинистого грунта при равномерном распределении влаги и температуры не вызывает каких-либо разрывов сплошности.

Явление локального разрушения от действия напряжений наблюдается в случае высыхания поверхности глины в природных условиях. В этом случае происходит шелушение — отделение с поверхности чешуек глины достаточно определенной толщины, несколько вогнутых снаружи, и возникновение полигональной сети поверхностных клиновидных трещин.

В лёссовых породах с естественными структурными связями при усадке возникает микротрещиноватость, которая наиболее интенсивна при наличии агрегатов из гидрофильных глинистых минералов. Но при усадке образцов нарушенной структуры возникновения внутренней микротрещиноватости не наблюдается.

Липкость грунтов

Под липкостью (прилипаемостью) грунтов понимают их способность при определенном содержании воды прилипать к поверхности различных предметов.

Липкость наиболее характерна для связных (глинистых и лёссовых) грунтов. Она появляется при относительно небольших внешних нагрузках (1—5 кГ/см2), при влажности, близкой к влажности максимальной молекулярной влагоемкости. При дальнейшем увеличении влажности липкость сильно возрастает и, достигнув максимального значения для данного грунта, довольно резко уменьшается. Такая зависимость липкости грунтов от их влажности позволила Е. М. Сергееву высказать следующую гипотезу о физической сущности рассматриваемого свойства.

Поскольку липкость начинает проявляться при влажности несколько ниже величины максимальной молекулярной влагоемкости, можно считать, что прилипание грунтов зависит от содержания в них рыхлосвязанной воды. До достижения влажности начального прилипания связанная вода вокруг грунтовых частиц удерживается со значительной силой и поэтому ее взаимодействие с другими телами крайне слабое. При влажности, превышающей эту величину, грунтовые частицы окружены уже такими оболочками связанной воды, у которых периферийная часть оказывается способной реагировать на воздействие посторонних тел, что обусловливает проявление липкости. Вначале прилипание характеризуется небольшой величиной, потом с увеличением влажности величина липкости резко возрастает и, достигнув определенного предела, столь же резко уменьшается. Это явление можно объяснить тем, что при влажности, большей влажности начального прилипания, но близкой к ней, пленки связанной воды еще с достаточной силой удерживаются вокруг грунтовых частиц. С увеличением толщины пленок создаются условия, при которых вода, обладая еще достаточной вязкостью, по периферийной части оболочек с одинаковой силой взаимодействует с частицами и с соприкасающимися с ними предметами. В этих условиях грунт обладает максимальной липкостью. При дальнейшем увеличении влажности с телами взаимодействует уже такая связанная вода, которая располагается далеко от поверхности грунтовых частиц, слабо испытывает молекулярное притяжение со стороны частиц грунта и вследствие этого имеет небольшую вязкость. При этих условиях величина липкости грунта резко уменьшается.

Следовательно, липкость грунтов обусловливается силами взаимодействия, возникающими между молекулами связанной воды и частицами грунта, с одной стороны, и молекулами воды и поверхностью соприкасающегося с грунтом предмета, с другой стороны.

Количественной характеристикой липкости грунтов является усилие (в граммах на квадратный сантиметр), требующееся для отрыва прилипшего предмета от грунта при различных его влажностях. Наиболее характерными показателями являются влажность начального прилипания, влажность максимального прилипания и максимальное значение липкости.

Максимальное значение липкости достигается у различных грунтов при различной влажности. Значение липкости и характерные значения влажности определяются гранулометрическим и минералогическим составом грунта, составом обменных катионов, состоянием грунта (его влажностью, плотностью, структурой и др.), материалом, из которого состоит прилипающий предмет, характером его поверхности, величиной нагрузки, прижимающей этот предмет к грунту, и рядом других факторов.

Липкость грунтов в значительной степени зависит от их гранулометрического состава. Это объясняется тем, что липкость различных гранулометрических фракций далеко неодинакова. Например, липкость частиц диаметром меньше 1 мк, выделенных из покровной глины, по данным П. Ф. Мельникова, превышала 400 Г/см2, в то время как липкость фракций 1—2, 2—3, 4—5 и 5—10 мк изменялась в сравнительно узких пределах (от 42 до 81 Г/см2).

В работе С. С. Морозова величина липкости глинистых частиц (<1 мк), выделенных из покровного тяжелого лёссовидного суглинка, достигала 1170 Г/см2 при влажности, близкой к пределу раскатывания в шнур (~30%), в то время как липкость самого покровного суглинка не превышала 60 Г/см2.

Липкость песков и супесей ничтожна по сравнению с липкостью глинистых грунтов, у которых она изменяется от 20—30 до 500—550 Г/см2 (наиболее часто 50—200 Г/см2). В последних одновременно с ростом содержания глинистых частиц возрастает величина максимальной липкости и соответствующая ей влажность, а также влажность начального прилипания. Однако липкость глинистых грунтов зависит от содержания в них глинистых частиц лишь до определенного предела. Исследования В. В. Охотина показывают, что величина липкости смеси из мелкопесчаной и глинистой фракций остается примерно постоянной при содержании глинистых частиц больше 50—60%. Это показывает, что величина липкости тяжелых глин, по-видимому, в большей степени зависит от их минералогического состава, чем от степени дисперсности.

Существенное влияние на липкость грунтов оказывает минералогический состав, поскольку он, с одной стороны, определяет дисперсность грунтов, а с другой, — влияет на образование в них связанной воды. При прочих равных условиях монтмориллонитовые глины должны обладать большей липкостью по сравнению с гидрослюдистыми и каолиновыми глинами. При этом следует учитывать, что большая величина липкости монтмориллонитовых глин обусловлена также большей дисперсностью их по сравнению с каолинитовыми и гидрослюдистыми глинами.

Липкость глинистых грунтов сильно изменяется в зависимости от состава обменных катионов.

Изменение липкости в общем соответствует изменению дисперсности грунтов и содержания в них рыхлосвязанной воды в зависимости от состава обменных катионов. Na+ особенно сильно увеличивает липкость грунтов (с этим связана большая липкость солонцов). Присутствие в грунтах карбонатов понижает их липкость. Понижающее влияние на величину липкости обменного Ca2+ может в ряде случаев компенсироваться наличием значительного количества органического вещества, которое сильно повышает величину липкости. Именно в силу этого большой липкостью обладают черноземы, несмотря на наличие у них значительного количества обменного Ca2+.

При сочетании в грунтах различных минералов и обменных катионов и при неодинаковой их степени дисперсности липкость грунтов может быть весьма различной. Грунты с ненарушенной структурой всегда характеризуются меньшей липкостью по сравнению с теми же грунтами, но имеющими нарушенное сложение.

Липкость может также изменяться от состава жидкой компоненты-грунта. Содержание в воде коагулирующих веществ и веществ, которым свойственна положительная адсорбция, должно привести к уменьшению липкости; при отрицательной адсорбции липкость должна увеличиваться.

Большое влияние на величину липкости грунтов оказывает величина внешнего давления, действующего на прилипающий предмет.

С увеличением прижимающей нагрузки абсолютная величина липкости достаточно сильно возрастает,, а влажность начального прилипания и влажность максимальной липкости смещаются в сторону уменьшения Это смещение достаточно четко проявляется даже при небольшой разнице внешних давлений и указывает на динамичный (подвижный) характер основных параметров, характеризующих липкость грунтов (в связи с этим всегда необходимо указывать ту величину вертикальных нагрузок в кГ/см2, которой прижимался штамп к грунту в процессе опытов). Экспериментально установлено, что пределом смещения влажности, максимального прилипания при возрастании вертикальных нагрузок в сторону уменьшения является величина максимальной молекулярной влагоемкости, а влажность начального прилипания всегда выше максимальной гигроскопичности. Характер кривой, соединяющей максимумы липкости для глинистых: грунтов различного минералогического состава при различных величинах внешних давлений, свидетельствует о гиперболической зависимости между этими величинами.

На величину липкости грунтов с нарушенным сложением существенное влияние оказывает время действия нагрузки на штамп, причем влияние этого фактора различно для грунтов различного минералогического состава. Так, для каолинитовой глины характерный участок перегиба на кривой липкости соответствует примерно 3—5 мин, для монтмориллонитовой глины — 30—40 мин. При более длительном времени действия нагрузки интенсивность возрастания липкости резко падает. Такая картина может быть частично объяснена тем, что с увеличением времени действия нагрузки на штамп происходит уплотнение грунта и отжатие свободной и части рыхлосвязанной воды, наиболее слабо связанной с грунтовыми частицами (в опытах начальная влажность соответствовала влажности верхнего предела пластичности). В процессе уплотнения через определенный интервал времени, соответствующий участку перегиба на кривой динамики липкости, грунт приобретает новую структуру, и в дальнейшем влажность и плотность меняются мало, что и обусловливает незначительное изменение величины липкости при увеличении времени действия постоянной внешней нагрузки на штамп.

Интересно отметить, что время действия прижимающей нагрузки при определении липкости на предварительно уплотненных (консолидированных) грунтах практически не сказывается на величине их липкости.

Величина липкости зависит от того, к какому предмету прилипает грунт (к металлическому, резиновому, кожаному, деревянному и др.). Экспериментальным путем установлено, что глинистые грунты сильнее прилипают к дереву по сравнению с железом, а песчаные и торфяные, наоборот, проявляют большую липкость к металлам.

Липкость грунтов является одним из факторов, определяющих условия работы ковшов дорожных и почвообрабатывающих машин. Прилипание грунтов к поверхности землеройных и транспортных машин и механизмов вызывает снижение их производительности при выполнении вскрышных работ на карьерах, при отрывке котлованов и т. п. Это свойство также используется при оценке качества грунтов в дорожном строительстве.

Пластичность связных грунтов

Под пластичностью грунта понимается его способность под воздействием внешних условий изменять форму (деформироваться) без разрыва сплошности и сохранять приданную ему форму после того, как действие внешней силы устранено. Это свойство грунта характеризует возможность проявления в нем остаточных деформаций, обусловленных содержанием в дисперсных грунтах связанной воды.

Пластичность является свойством, которым обладают многие тела. У некоторых тел пластичность проявляется в обычных условиях температуры и давления, у других — лишь при определенных изменениях этих условий. Например, воск пластичен при обыкновенной комнатной температуре, а пластичность железа и стекла проявляется только при нагревании их до определенной температуры; лед проявляет пластические свойства, будучи подвергнут длительному высокому давлению, связные грунты проявляют пластичность лишь при определенном содержании связанной воды, позволяющем частицам передвигаться относительно друг друга без разрыва сплошности. С неполярными жидкостями (керосином, бензином и др.) грунты не дают пластичной массы, потому что между этими жидкостями и грунтовыми частицами отсутствует необходимое взаимодействие.

Пластичностью при определенной влажности обладают только глинистые и лёссовые грунты, мергели и мел, почвы и частично искусственные грунты. В обычных условиях при небольших внешних нагрузках у других типов грунтов она отсутствует. У несвязных грунтов связь между частицами отсутствует и не может быть создана связанной водой, так как она образуется в ничтожных количествах. В магматических, метаморфических, обломочных сцементированных, органогенных и химически осажденных грунтах, обладающих жесткими кристаллическими связями, силы взаимодействия между частицами настолько значительные, что они не могут быть нарушены водой даже в том случае, если она в них проникает.

Пластичность связных грунтов проявляется лишь в определенном диапазоне влажности, когда грунт теряет присущую ему прочность в сухом состоянии и в то же время не достигает еще состояния текучести (см. главу III). Она обусловлена наличием рыхлосвязанной воды в этих грунтах. При дальнейшем увеличении влажности (при формировании свободной воды) твердые частицы грунта отдаляются друг от друга настолько, что связь между ними утрачивается, и грунт приобретает способность течь, подобно жидкому телу.

Пластичность связных грунтов при инженерно-геологических исследованиях характеризуют двумя влажностными показателями:
верхним пределом пластичности или нижним пределом текучести (Wf), представляющим собой граничную влажность (выраженную в процентах), при превышении которой грунт переходит из пластичного состояния в текучее;
нижним пределом пластичности (Wp), также представляющим собой граничную влажность между полутвердым и пластичным состоянием грунта; он характеризует минимальную влажность, при которой частицы способны перемещаться относительно друг друга без нарушения сплошности грунта.

Разность в величине влажности грунта при верхнем и нижнем пределе пластичности называется числом пластичности (Мр). Число пластичности показывает диапазон колебаний влажности, в котором грунт обладает пластическими свойствами. Чем больше число пластичности, тем более пластичен грунт.

Нетрудно заметить, что все эти пределы характеризуют не механические свойства грунтов при пластичном их состоянии, а свойства слагающих их минералов при некоторых значениях влажности. Следовательно, применяемые пределы пластичности, представляющие собой пределы влажности, являются условными косвенными показателями пластичности грунтов.

Пластичность связных грунтов определяется составом и свойствами как твердых частиц грунта, так и взаимодействующей с ними жидкости. К числу факторов первой группы относятся минералогический состав, гранулометрический состав и форма частиц, состав обменных катионов. Свойства жидкой компоненты и влияние на пластичность определяются ее химическим составом и концентрацией.

Гранулометрический состав является одним из важнейших факторов, влияющих на пластичность грунтов. Эта зависимость изучена очень хорошо. Можно считать установленным, что пластичные свойства начинают проявляться у частиц диаметром меньше 5 мк. По данным П. Ф. Мельникова, у фракции 3—2 мк пластичность выражена слабо. Частицы размером 2—1 мк имеют небольшую пластичность. У частиц 1—0,5 мк величина пластичности уже значительная, у частиц диаметром менее 0,2 мк она достигает наибольшей величины.

П. А. Земятченский, изучая пластичность связных грунтов, показал, что пластичность глин является основным их свойством, зависящим от дисперсности. Позднее, располагая обширным материалом по каолинам, П. А. Земятченский установил зависимость числа пластичности от содержания в грунте частиц меньше 5 мк. Его, величина в общем увеличивается в соответствии с возрастанием содержания в каолиновых глинах частиц диаметром меньше 5 мк. Однако от этой закономерности есть некоторые отклонения. Большое число пластичности при меньшем содержании частиц меньше 5 мк может быть объяснено, с одной стороны, неодинаковой дисперсностью частиц крупнее 5 мк, а с другой,— и это главное — различной дисперсностью самих глинистых частиц.

Пластичность связных грунтов очень сильно зависит от дисперсности глинистой фракции и возрастает пропорционально увеличению содержания в ней коллоидов. Особенно сильно она увеличивается в присутствии органических коллоидов. Наличие зависимости между пластичностью и содержанием в грунте коллоидов привело к созданию «коллоидной» гипотезы пластичности. Согласно этой гипотезе, перемещение частиц в пластичных грунтах возможно только благодаря коллоидам, которые, будучи адсорбированы на поверхности грунтовых частиц, выполняют роль смазки. Однако совершенно ясно, что сколько бы ни содержалось коллоидов в сухом грунте он не будет обладать пластичностью. Пластичность проявится только в определенном диапазоне влажности и тем больше, чем больше в грунте содержится коллоидов. Коллоиды способствуют возникновению в грунте пластичных связей благодаря образованию в нем значительного количества связанной воды.

Из всех показателей, характеризующих пластичность грунта, верхний предел пластичности "наиболее тесно связан с гранулометрическим составом грунта.

Несмотря на отсутствие тесной связи между нижним пределом пластичности и содержанием глинистой фракции в грунте, число пластичности находится в известной зависимости от гранулометрического состава грунта. Это дает возможность охарактеризовать отдельные гранулометрические типы грунтов по величине их пластичности. Для района строительства канала им. Москвы, в котором грунты поверхностной толщи; имели примерно одинаковый химико-минералогический состав, была разработана таблица, которая позволяла по показателям пластичности грунтов определять их гранулометрический тип.

Конечно, совершенно недопустимо применять эту таблицу для грунтов других районов, имеющих иной химико-минералогический состав.

Минералогический состав грунтов также в значительной степени определяет их пластичные свойства, так как различные минералы с неодинаковой интенсивностью взаимодействуют с водой; кроме того, от строения кристаллических, решеток минералов зависит форма частиц, которая в свою очередь оказывает влияние на величину пластичности.

Различные минералы, имеющие примерно одинаковую степень дисперсности, обладают различной пластичностью. По данным Аттерберга частицы биотита размером меньше 2 м имели число пластичности 43, в то время как пластичность у кварцевых частиц такого же размера отсутствовала. Величина пластичности довольно значительна у частиц мусковита, каолинита, талька и других минералов, которые при раскалывании дают частички пластинчатой формы.

Это дало основание ряду иностранных исследователей считать, что пластинчатая форма частиц является основным фактором, определяющим пластичность грунтов. Конечно, форма частиц может влиять на их перемещение под нагрузкой, затрудняя или облегчая его, но она все-таки не является основным фактором определяющим величину пластичности.

Минералогический состав грунтов влияет на величину пластичности совокупностью целого ряда факторов. Исследования, проведенные Е. М. Сергеевым на смесях различного минералогического состава, показывают, что величина пластичности грунтов больше в том случае, когда в их глинистой фракции содержатся минералы группы монтмориллонита, и меньше при содержании каолинита. Увеличение пластичности в случае присутствия в грунте минералов группы монтмориллонита связано со значительным увеличением дисперсности грунта.

Природа самого явления пластичности такова, что величина ее должна сильно изменяться в зависимости от того, в диспергированном или в агрегированном состоянии в грунте находятся тонкодисперсные частицы. Поскольку это зависит в первую очередь, от состава обменных катионов, то вполне естественно, что величина пластичности изменяется в зависимости от состава обменных катионов, причем это изменение происходит по закономерности, отвечающей следующему ряду:

катион+ > катион2+;> катион3+.

Шаврыгина, пластичность каштановой почвы и обыкновенного чернозема изменяется в зависимости от состава обменных катионов согласно следующему ряду:

Li+ > Na+ > К+; Mg2+ > Ca2+ > Ba2++ > H+; Mn3+> Fe3+> Al3+.

Влияние на пластичность обменных катионов в пределах одной валентности определяется их гидратационной способностью. Чем больше степень гидратации катионов, тем в большей мере проявляется пластичность грунтов. Пластичность повышается также при увеличении емкости поглощения грунта.

Существенное влияние на пластичность связных грунтов оказывают состав и концентрация водного раствора, с которым взаимодействует грунт. Это обусловлено тем, что состав растворенных в воде электролитов влияет на состав обменных катионов в грунтах, которые, как показано выше, влияют на пластичность грунтов, а концентрация раствора во многом определяет толщину диффузного слоя. Присутствие значительного количества солей понижает пластичность грунтов. В частности, число пластичности каолина и асканглины значительно ниже при определении его с помощью трехнормального раствора NaCl, чем при определении с помощью дистиллированной воды. Это наблюдалось во всех случаях независимо от состава обменных катионов. Уменьшение пластичности грунтов при большой концентрации солей связано с процессом дегидратации грунтовых частиц, сопровождаемых уменьшением диффузного слоя грунтовых мицелл и, естественно, уменьшением содержания рыхлосвязанной воды в грунтах. При этом уничтожается влияние обменных катионов на пластичность грунтов.

Нетрудно заметить, что наиболее резко во всех случаях, снизилось значение верхнего предела пластичности у асканглины. В то же время снижение значений нижнего предела пластичности у асканглины и пределов пластичности у каолина не велико, что свидетельствует о несколько меньшей степени сжатия диффузных оболочек при небольшой емкости обмена (каолинит) или низкой степени увлажненных грунтов.

Для определения пределов пластичности применяют различные методы, которые можно подразделить на прямые и косвенные. Первые основаны на непосредственном измерении величины пластических деформаций грунта, вторые — на определении диапазона влажности, в котором проявляются его пластические свойства. В настоящее время наиболее широко применяются косвенные методы. Применительно к этим методам разработаны классификации связных грунтов по пластичности и консистенции, вошедшие в строительные нормы и правила (СНиП II—Б. 1—62).

Следует иметь в виду, что подобное подразделение грунтов на гранулометрические виды по числу пластичности является весьма условным, так как пластичность связных грунтов зависит, как показано выше, не только от дисперсности, но и от минералогического состава, состава обменных катионов и других факторов. Поэтому составлять единую для всех грунтов классификацию, подобную классификациям СНиП II—Б. 1—62, в принципе неверно. К этому вопросу необходимо подходить строго дифференцированно, с учетом региональных особенностей химико-минералогического состава связных грунтов, как, например, было сделано при изысканиях на трассе канала им. Москвы и в ряде других районов.

Сопоставление пределов пластичности и естественной влажности грунтов позволяет ориентировочно судить, в каком состоянии они находятся в естественном залегании. Очевидно, что при таком сравнении не учитывается уменьшение прочности грунтов, вызываемое разрушением естественных структурных связей; при перемятии образца глинистой породы при определении пределов пластичности. Это приводит к недоиспользованию прочности породы в естественном состоянии. В качестве таких примеров Н. Я. Денисов указывает, что майкопская, юрская и многие другие глины при практически полном заполнении их пор водой (влажность 25—35%) в природном, ненарушенном состоянии производят впечатление твердых пород благодаря наличию сцепления упрочнения. При изучении тех же глин с нарушенным (при бурении) строением они описываются уже как пластичные. Приведенный пример хорошо показывает, что породы, отнесенные на основании сравнения их естественной влажности с пределами пластичности к числу пластичных или даже текучих, в условиях естественного залегания могут оказаться {«твердыми». Однако при нарушении их естественной структуры они перейдут в пластичное или даже текучее состояние без изменения влажности. В этих случаях целесообразно говорить о скрытопластичной и скрытотекучей консистенции связных, грунтов.

В инженерно-геологической практике для приближенной оценки консистенции связных грунтов широко применяют показатель консистенции.

Число пластичности используется также для расчета коллоидной активности (по Скемптону, 1953) или показателя пластичности глинистой фракции (по В. А. Приклонскому,•1949).

Чем выше этот показатель, тем выше способность минералов глинистой фракции связывать в данных условиях воду в пределах пластичного состояния грунта. По величине этого показателя все связные грунты подразделяются на три группы:
грунты с высокой коллоидной активностью;
грунты co средней коллоидной активностью;
грунты с низкой коллоидной активностью.

В глинистых грунтах с высокой коллоидной активностью преобладают минералы группы монтмориллонита, в грунтах с низкой коллоидной активностью — минералы группы каолинита.

По величине верхнего предела пластичности и содержанию глинистых частиц рассчитывается показатель гидрофильности глинистой фракции.

Чем выше показатель гидрофильности, тем более в данных условиях гидрофильны минералы, слагающие глинистую фракцию грунтов.

Водопрочность грунтов

Под водопрочностью грунтов понимается их способность сохранять механическую прочность и устойчивость при взаимодействии с водой. Это взаимодействие может быть статическим и динамическим. В первом случае при взаимодействии грунта и воды происходят явления набухания и размокания, во втором, когда на грунт оказывается гидродинамическое воздействие, — размыв пород. Соответственно этому водопрочность грунтов может быть охарактеризована по их размокаемости и размываемости.

Под размокаемостью понимается способность грунтов терять связность и превращаться в рыхлую массу с частичной или полной потерей несущей способности при взаимодействии со спокойной водой. Это явление — следствие ослабления, а часто и растворения структурных связей между элементарными частицами или агрегатами грунта в процессе их гидратации. Способностью; к размоканию обладают дисперсные грунты, а также твердые осадочные породы с растворимым или глинистым цементом.

Для характеристики размокаемости грунтов обычно используют два показателя: 1) время размокания — время, в течение которого образец грунта, помещенный в воду, теряет связность и распадается на структурные элементы разного размера, и 2) характер размокания, отражающий качественную картину распада образца грунта. Кроме того, иногда определяют конечную влажность размокшего образца, которую называют влажностью размокания.

Размокаемость грунтов определяется их химико-минералогическим составом (минералогией частиц и главное составом обменных катионов), структурными особенностями (характером структурных связей, дисперсностью и др.), влажностью, составом и концентрацией взаимодействующего с породой водного раствора.

Большая часть пород с жесткими структурными связями является практически неразмокаемой. В противоположность им дисперсные грунты, характеризующиеся наличием водно-коллоидных связей, относятся к группе размокаемых. На скорость и характер размокания этого типа грунтов огромное влияние оказывает гранулометрический состав, определяющий в значительной степени порометрические характеристики грунтов и, следовательно, их водопроницаемость. На основании работ В. В. Охотина (1933), проводившего изучение скорости размокания в воде воздушно-сухих искусственно приготовленных путем смешения различных гранулометрических фракций образцов грунтов, можно сделать следующие выводы. Водопрочность легких суглинков в спокойной воде ничтожна. Размокаемость средних суглинков зависит от величины и характера их пор: при наличии малой пористости размокаемость сильно падает вместе с повышением глинистых частиц; при большей же пористости средних суглинков она значительная независимо от содержания в них глинистых частиц. Водопрочность тяжелых суглинков в спокойной воде зависит от содержания в них глинистых, частиц и увеличивается с их количеством. У глин с большой пористостью наблюдается такая же закономерность; у глин с малой пористостью величина водопрочности приближается к максимальному значению для грунтов данного генетического типа. Однако водопрочность тяжелых глин уменьшается с увеличением содержания в них глинистых частиц. Весьма значительная скорость размокания характерна для лёссовидных суглинков и особенно для лёссов.

Размокаемость зависит от характера сложения грунтов. Их макропористые, легко водопроницаемые и обладающие обычно слабым структурным сцеплением разности характеризуются большой скоростью размокания. Наоборот, тонкопористые, маловодопроницаемые и плотные грунты с повышенной величиной структурного сцепления отличаются большой водопрочностью и медленным размоканием.

Большое влияние на скорость и характер размокания грунтов оказывают содержащиеся в них естественные цементы (например, карбонаты, гипс, гумус). Наличие в грунтах макро- и микротрещин сильно способствует их размоканию. Грунты с нарушенным сложением характеризуются гораздо большей скоростью размокания по сравнению с породами ненарушенной структуры, поскольку первые отличаются от вторых меньшей связностью.

Очень большое влияние на размокаемость связных грунтов оказывает величина той исходной влажности, при которой грунты вступают во взаимодействие с водой. Сухие грунты или грунты, имеющие незначительную влажность, как правило, размокают значительно быстрее, чем водонасыщенные разности. Согласно заключению В. А. Приклонского, для каждого типа глин характерна некоторая «критическая» влажность, по которой можно судить о водопрочности грунта. Если их влажность ниже критической, то грунты размокают; грунты с более высокой влажностью (выше критической) практически не размокают. Величина критической влажности грунтов возрастает пропорциональна росту их емкости обмена (у монтмориллонитовой глины она около 50%, у каолинитовой — около 25%).

Скорость и характер размокания связных грунтов существенным образом зависят от состава обменных катионов. В работах В. С. Шарова (1948) образцы глин, насыщенные различными катионами, размокали неодинаково в зависимости от того, во влажном или сухом состоянии они поступали в воду. Будучи помещены во влажном состоянии в воду, образцы исследованных глин, насыщенных Li+, Na+ и K+, сначала набухали, а затем расплывались в суспензию. Образцы, содержащие Mg2+ и Ca2+ в зависимости от состава грунта вели себя по-разному: образцы бентонитовой глины незначительно набухали и осыпались с поверхности; образец боровичской глины, насыщенный Mg2+ , распался на чешуйки в течение суток, а при насыщении Ca2+ набух и осыпался с поверхности на 10%; образец кудиновской глины, насыщенный Mg2+ , набух и распался на 25%, а насыщенный Ca2+ — покрылся трещинами. Образцы всех глин, насыщенные Sr2+, Ba2+ Al3+ и Fe3+, остались целы.

Сухие образцы, насыщенные Mg2+ , Ca2+ Al3+ и Fe3+ и помещенные в воду, распадались на мелкие и крупные чешуйки и порошок в течение 2—15 минут. Na-образцы набухали и расплывались в суспензию, а К-образцы сначала распадались на отдельности и чешуйки, которые потом расплывались в суспензию. Ряд других исследований также показывает, что при постепенной гидратации и водонасыщенности грунты проявляют большую водопрочность, чем при быстром развитии этих процессов.

Размокание грунтов проходит неодинаково в воде и в растворах солей. Опыты В. С. Шарова (1935) по размоканию глин, насыщенных Na+ и Ca2+, в воде и хлористом кальции показали, что образцы Na-глин остаются в воде более или менее устойчивыми сравнительно короткий срок (не более нескольких суток). В результате сильного набухания они постепенно переходят в полужидкое состояние и с течением времени расплываются по дну сосуда. Са-глины сохраняют свою первоначальную форму и могут месяцами стоять в воде в состоянии плотного пластичного теста. В растворах солей устойчивыми оказываются не только Са-глины, но и Na-глины. В концентрированных растворах образцы глин по мере стояния даже приобретают твердость в результате дегидратации.

Влияние обменных катионов на размокание грунта уменьшается в присутствии дегидратирующих веществ. С повышением жесткости воды размокаемость грунтов уменьшается, независимо от состава их обменных катионов.

В заключение отметим, что образцы грунтов, находящиеся в воде под нагрузкой, размокают быстрее, чем образцы, не испытавшие давления.

Под размываемостью грунтов понимают их способность отдавать агрегаты и элементарные частицы движущейся воде, воздействующей на поверхности грунтовой толщи К Это свойство грунтов наряду с динамикой водного воздействия определяет размыв грунтового массива.

Для характеристики размываемости грунтов используют два показателя:
размывающую (или критическую) скорость водного потока (Vp), представляющую собой среднюю скорость потока, при которой начинается отрыв отдельных частиц и агрегатов и волочение их по потоку,
интенсивность размыва — отношение средней толщины размытого слоя грунта при данной скорости размыва к длительности размыва. Размерность первой из них — м/сек или см/сек, второй — мм/мин.

Размываемость грунтов зависит от большого числа взаимодействующих и взаимосвязанных факторов, главнейшими из которых являются состав и характер структурных связей в породе.

Размываемость нерастворимых пород с жесткими кристаллизационными связями обусловлена главным образом их тектонической нарушенностью и действием процессов выветривания в широком смысле этого слова. Размываемость растворимых в воде пород с жесткими связями определяется прочными кристаллизационными связями ионного типа, которые при взаимодействии с водой распадаются, способствуя выносу из породы слаборастворимой ее части. Разрушение полускальных пород (мергели, алевролиты, мел, опоки и др.) текучей водой происходит только при условии воздействия на них процессов выветривания, причем их разрушение наблюдается уже при простом высушивании с последующим увлажнением. Плотные глины и суглинки четвертичного и более древнего возраста, не размокающие в воде, при длительном воздействии текучей воды в связи с их слабой литификацией размываются. Размокаемые связные грунты, характеризующиеся водно-коллоидными связями, размываются быстро, причем их размываемость во многом обусловливается сопротивлением размоканию. Несвязные грубообломочные и песчаные грунты характеризуются отсутствием структурных связей, и их размываемость в основном обусловлена гидравлической крупностью частиц (Воронкевич, 1968).

Размыв связных грунтов происходит в результате динамического воздействия водного потока на отдельные частицы и их агрегаты, которое вызывает разрушение связей этих частиц и агрегатов с грунтовым массивом и последующий их отрыв от массива. В силу этого процесс размыва глинистых грунтов определяется как гидравлическими параметрами потока, так и свойствами грунта. Размываемость связных грунтов зависит от дисперсности, химико-минералогических особенностей, пористости, пластичности, водопрочности влажности, твердости, сцепления и ряда других характеристик, причем наиболее четко эта связь выражена в отношении сцепления глинистых грунтов при полном их водонасыщении.

Между размываемостью глинистых пород и их размокаемостью» существует достаточно четкая связь: в большинстве случаев быстро размокаемые грунты обладают высокой размываемостью.

Размываемость глинистых пород в некоторой степени зависит от их дисперсности. Сопротивление этих грунтов размыву несколько увеличивается с увеличением содержания частиц диаметром менее 0,05 мм. и менее 0,001 мм.

В большей степени размываемость грунтов зависит от их структурно-текстурных особенностей, в частности, сопротивление глинистых, грунтов размыву возрастает при уменьшении пористости.

Сопротивление размыву грунтов с нарушенной структурой значительно ниже по сравнению с грунтами ненарушенного сложения. Размывающие скорости в глинистых грунтах с ненарушенным сложением в 3—6 раз выше, чем у тех же грунтов с нарушенной структурой, но искусственно уплотненных до плотности естественного сложения. Это еще раз подтверждает роль естественных структурных связей глинистых грунтов, являющихся, как показано выше, одним из главных факторов, определяющих размываемость любых грунтов.

Размываемость связных грунтов при нарушенном и ненарушенном сложении в значительной степени зависит от их естественной влажности (до воздействия на них водного потока): с увеличением ее сопротивление грунтов размыву при прочих одинаковых факторах возрастает. Грунты, с влажностью 25—27% выдерживают без размыва скорости, в 3—3,5 раза большие по сравнению с грунтами, находящимися в воздушно-сухом состоянии.

Такую большую разницу в неразмывающих скоростях можно объяснить тем, что при воздействии текучей воды на воздушно-сухой грунт она быстро впитывается и вызывает резкое ослабление связей между частицами и агрегатами, слагающими грунт. Кроме того, ослаблению взаимосвязи структурных элементов и процессу механического разрушения в значительной степени способствует быстрое выделение пузырьков вытесняемого водой воздуха. При воздействии же движущейся воды на грунт, имеющий влажность выше максимальной молекулярной влагоемкости, впитывание воды происходит крайне медленно и невызывает при этом разрушения грунта.

Опыты, проведенные Т. Г. Жордания (1957, 1958), показали, что предварительная замочка грунта в каналах потоками с малыми расходами значительно (до 10—20 раз) снижает их размываемость. Эффективное уменьшение размываемости достигается при предварительном замачивании глинистых грунтов в течение 1 часа и более.

Размываемость глинистых пород сильно зависит от величины их сцепления. Сцепление связных грунтов при полной их водонасыщенности во многом определяет прочность связей и водостойкость глинистых пород и лучше других показателей интегрально отражает весь комплекс свойств грунтов, характеризующих сопротивляемость связных грунтов размыву. Установлено, что с увеличением сцепления (в состоянии полного водонасыщения) увеличивается сопротивление грунтов размыву.

Величины размокаемости и размываемости пород используются при оценке явлений переработки берегов водохранилищ, устойчивости откосов каналов, стенок котлованов и других земляных сооружений.

Для приближенной количественной характеристики водопрочности грунтов С. Д. Воронкевич предложил соответствующую классификацию, составленную на основе исследований в Среднем Поволжье. Пять классов пород по водопрочности как наиболее крупные таксономические подразделения этой классификации выделены по длительности протекания процесса размыва. К первому из них отнесены нерастворимые и растворимые скальные грунты, в которых заметный размыв может произойти лишь в течение геологических промежутков времени. Второй класс объединяет скальные растворимые и полускальные породы, в которых результаты водного воздействия могут быть обнаружены в течение исторических промежутков времени. Третий класс — класс практически медленно размываемых пород — охватывает достаточно широкий круг полускальных связных неразмокаемых и несвязных грунтов, в которых затухание размыва наблюдается в течение: срока службы крупных или средних инженерных сооружений, а величины и скорость размыва определяются инструментально. Класс практически быстро размываемых пород (четвертый класс) объединяет связные размокаемые и неразмокаемые, а также несвязные грунты, в которых существенный размыв может произойти за срок амортизации мелких инженерных сооружений. Последний класс — класс катастрофически размываемых пород, охватывает связные размокаемые и несвязные грунты, в которых размыв происходит чрезвычайно быстро и фиксируется визуально.

Каждый из выделенных классов включает ряд групп и типов грунтов, которые объединяют породы, имеющие сходные типы структурных связей и, вследствие этого, одинаковый характер взаимодействия с водой.

Для определения водопрочности грунтов проводят специальные нолевые наблюдения, лабораторные работы и моделирование.

Размокаемость грунтов чаще всего определяют на образцах определенного размера и формы при различной их влажности. Обычно при этом образец увлажняется со всех сторон. Однако условность таких схем очевидна, так как трудно себе представить, чтобы какой-нибудь объем породы в массиве мог увлажняться в результате проникновения воды со всех сторон и при этом распадаться на структурные элементы во все стороны. Поэтому данные о скорости и характере размокания лишь в известной степени могут характеризовать водопрочность грунтов.

Определение размываемости грунтов проводят в специальных гидравлических лотках, путем натурных наблюдений на существующих водохранилищах, проведением специальных полевых экспериментальных исследований, а также расчетным путем.

Размягчаемость грунтов

Под размягчаемостью грунтов понимают способность пород с твердыми кристаллизационными или конденсационными связями снижать свою прочность под действием воды. Сущность размягчения, как и размокания грунтов, заключается в ослаблении связей между частицами пород вследствие проникновения в промежутки между ними молекул воды. Однако в связи с начальной высокой прочностью грунты не теряют полностью несущую способность и не размокают.

Размягчаемость характеризуется коэффициентом размягчаемости (Kp), представляющим собой отношение временного сопротивления грунта сжатию после насыщения водой и в сухом состоянии. Чем выше значение коэффициента размягчаемости, который вообще изменяется от 0 до 1, тем менее размягчаемым является грунт.

Размягчаемость грунтов зависит от их минералогического состава, прочности связи между зернами, их пористости и ряда других факторов.

Большая часть невыветрелых изверженных и многие разности метаморфических пород очень слабо размягчаются в воде: их коэффициент размягчаемости изменяется в пределах 0,95—1. Многие осадочные породы, наоборот, размягчаются в гораздо большей степени. Особенно сильно размягчаются породы, содержащие значительное количество глинистых частиц (мергели, мергелистые известняки, глинистые песчаники, глинистые, сланцы и др.), карбонатные (известняки, мел и др.) и кремнистые породы (опоки, диатомиты), а также грунты с легкорастворимыми цементами (песчаники с гипсовым цементом и др.). Например, коэффициент размягчаемости глинистых песчаников не превышает 0,45, у известняков он колеблется от 0,15 до 0,5. Породы, имеющие коэффициент размягчаемости ниже 0,75, считаются слабоустойчивыми при использовании их в качестве естественных строительных материалов.

Влияние воды на прочность грунтов сильно возрастает при растворении в ней адсорбирующихся поверхностно-активных веществ (например, жидкостные понизители твердости). Эти вещества увеличивают «проникающую» способность воды, которая, попадая в самые тонкие трещины, не дает возможности им сомкнуться. Остаточная трещиноватость возрастает, а прочность грунтов падает.

Размягчаемость грунтов является косвенным показателем их способности сопротивляться выветриванию и воздействию замерзающей воды. Все сильно размягчающиеся породы быстро выветриваются и не обладают значительной морозостойкостью.

Тиксотропные свойства грунтов

В коллоидной химии под тиксотропными явлениями, или тиксотропией, понимается способность некоторых коллоидных систем разжижаться под влиянием механического воздействия (встряхивания, размешивания, вибрации, воздействия ультразвуком и т. д.) и затем, когда это воздействие устранено, переходить в прежнее гелеобразное состояние. Аналогичные обратимые изменения довольно широко протекают в дисперсных преимущественно песчано-коллоидных и связных грунтах при неизменной их влажности и температуре. Разупрочнение этих грунтов под воздействием динамических нагрузок происходит в результате нарушения естественной структуры грунта и может выразиться в виде его разжижения и полной потери прочности. Тиксотропное упрочнение, проявляющееся при прекращении воздействия на грунт, обусловлено формированием новых структурных связей, увеличением их количества и прочности. Следовательно, тиксотропные явления в грунтах представляют собой обратимый изотермический процесс, который выражается, с одной стороны, разжижением и потерей несущей способности грунтов под влиянием механического воздействия, а с другой, — последующим тиксотропным упрочнением. Обе стороны этого явления требуют изучения, так как и тиксотропное разупрочнение, и тиксотропное упрочнение грунтов могут быть значительными и должны учитываться при проектировании сооружений.

О природе и механизме тиксотропных изменений высказывались различные точки зрения. Наибольшее признание получили взгляды П. А. Ребиндера (1949, 1958 и др.), который считает, что в основе тиксотропных превращений лежит образование сетчатой структуры из удлиненных частиц, в ячейках которой иммобилизован весь объем дисперсионной среды. Частицы связываются между собой лиофобными концами, на которых или совсем отсутствует сольватная оболочка (первый случай) или она имеет минимальную толщину (второй случай) обеспечивающую проявления молекулярных сил между сближенными; концами частиц. Во втором случае сольватная оболочка характеризуется особыми свойствами, а структурная сетка обладает пластичностью она менее прочна и легко восстанавливается. Можно предположить, что механизм тиксотропных явлений заключается в том, что при определенном механическом воздействии на коллоидную систему связанная и иммобилизованная вода переходит в свободное состояние, водные оболочки на местах бывших контактов резко утолщаются и частично или полностью экранируют молекулярное сцепление, благодаря чему нарушаются связи между частицами, образующими сетку, и коллоидная система (в нашем случае тонкодисперсный грунт) разжижается. После того как причина, порождающая разжижение, будет устранена, частицы свяжутся между собой, а свободная вода или перейдет в связанное состояние, или будет иммобилизована в ячеях.

Таким образом, по современным представлениям, (причина тиксотропных изменений в грунтах связывается «с особенностями водно-коллоидных и коагуляционных связей между частицами грунта. Эти связи осуществляются за счет сил молекулярного притяжения частиц через водные оболочки, экранирующие эти слои. Однако тончайшая прослойка жидкой среды между частицами в местах сцепления не только понижает прочность связи, но и обеспечивает ее легкую восстанавливаемость, полную обратимость и легкоподвижность. Поэтому коагуляционные связи часто называют тиксотропно-обратимыми. Грунты, прочность которых полностью обусловлена коагуляционными связями, после их нарушения со временем полностью восстанавливают первоначальную прочность.

У большинства грунтов, как уже отмечалось выше, структурные-. связи имеют смешанный характер. Разрушение их в подобных грунтах приводит к необратимому разрушению кристаллизационных связей и поэтому в результате последующего тиксотропного упрочнения первоначальная прочность восстанавливается лишь частично» (Гуменский, Новожилов, 1961).

В настоящее время существует большое количество показателей для характеристики тиксотропных свойств грунтов.

Время застудневания (время, необходимое для обратного перехода системы из золеобразного состояния в гелеобразное, является для каждой системы в данных условиях достаточно определенным. Его величина изменяется в широких пределах (от нескольких секунд, когда искусственно разжиженная система застывает практически мгновенно, до нескольких суток и более). Чем меньше величина времени, тем более тиксотропна система.

Другим показателем тиксотропных свойств системы является тиксотропный предел, под которым понимается отношение объема жидкости ж объему твердой компоненты в смеси в момент, когда разжиженная глина, находящаяся в пробирке, свободно течет из нее при перевертывании сейчас же после встряхивания или взмучивания, и остается неподвижной в пробирке после минутного покоя. Чем больше величина тиксотропного предела, тем более тиксотропна система.

Близким по смыслу к последнему показателю является предел затвердевания, введенный Е. Аккерманом (1948) и представляющий собой процентное весовое содержание влаги при тех же условиях. Этот предел соответствует той влажности, выше которой глинистый грунт теряет способность к тиксотропным изменениям в данных условиях.

Все эти показатели являются, как показал Б. М. Гуменский, очень условными и характеризуют лишь качественно одну из сторон тиксотропии. Они могут быть использованы только для сравнительной характеристики тиксотропных свойств грунтов.

Показателем, качественно характеризующим степень потенциальной способности грунтов к тиксотропному разупрочнению под влиянием вибрации, является зыбкость, характеризуемая показателем зыбкости, величина которого измеряется средним радиусом основания образца (в мм), деформированного на зыбкомере в течение 20 сек.

Чем выше показатель зыбкости, тем меньшей прочностью характеризуются структурные связи грунта и тем выше его способность к тиксотропному разупрочнению. По величине показателя зыбкости грунты могут быть подразделены на четыре группы.

Величина показателя зыбкости позволяет установить степень потенциальной тиксотропности грунта, но этого недостаточно, чтобы утверждать возможность проявления тиксотропного разупрочнения грунта при заданной динамической нагрузке. Поэтому возможность тиксотропного разупрочнения всегда необходимо связывать с предполагаемыми конкретными нагрузками на него, так как даже сильно тиксотропный грунт при слабой вибрации, не разрушающей его структурные связи, не претерпевает тиксотропных изменений, продолжая оставаться потенциально тиксотропным.

Потеря прочности глинистыми грунтами при увеличении интенсивности вибрации происходит стадийно: сохранение структурных связей (первая стадия), нарушение связей и размягчение грунта (вторая стадия), и разрушение всех структурных связей и разжижение грунта (третья стадия). Эти три стадии разделяются двумя критическими нагрузками. Пока вибрационная нагрузка не превысит первую из них, названную Ю. А. Велли (1958) критическим ускорением, а Б. М. Гуменским — пределом структурной прочности при динамическом воздействии, грунт не проявляет своей способности к тиксотропии. При превышении же динамическими нагрузками этой величины в грунте начинается разрушение структурных связей и соответственно тиксотропное разупрочнение. Когда динамическая нагрузка превысит вторую критическую нагрузку, названную ускорением связности, структурные связи полностью разрушаются и грунт переходит в текучее состояние. Следовательно, в качестве показателя, количественно характеризующего способность грунтов к тиксотропному разжижению при воздействии на них динамических нагрузок, является предел структурной прочности при динамическом воздействии, который определяют путем испытания грунта шариковым штампом на вибростоле с регулируемыми параметрами колебаний или в вибросдвиговой установке.

Способность грунтов к тиксотропному упрочнению наиболее полно качественно и количественно характеризуют кривые кинетики тиксотропного упрочнения, имеющие затухающий характер. По этим кривым определяют первоначальную прочность грунта сразу же после нарушения структурных связей его, прочность через любой данный промежуток времени, коэффициент тиксотропного упрочнения Кт, а также продолжительность тиксотропного упрочнения (Гуменский, Новожилов, 1961). Сопоставляя величины Кт, определенные для одного и того же грунта, но через разные промежутки времени, можно характеризовать скорость процесса тиксотропного упрочнения. Если же сопоставлять величины Кт, определенные через одинаковые промежутки времени упрочнения для разных грунтов, то можно выяснить относительную их способность к тиксотропному упрочнению. Чем выше по абсолютной величине значение Кт, тем более тиксотропен грунт.

Система показателей, предложенная Б. М. Гуменским и Г. Ф. Новожиловым для описания процессов тиксотропного (разупрочнения и тиксотропного упрочнения, позволяет достаточно полно характеризовать способность грунтов к тиксотропным изменениям и дать прогноз их поведения под проектируемым воздействием в необходимых условиях.

К факторам, обусловливающим тиксотропные свойства грунтов, относят качественный и количественный состав их дисперсной фазы, форму частиц и их гидрофильность, состав и концентрацию электролита, находящегося в растворе, его рН и ряд других показателей.

Одним из основных показателей, определяющих возможность тиксотропных изменений, является гранулометрический состав грунтов. Исследования показывают, что тиксотропные явления наблюдаются лишь в том случае, если в грунтах содержатся глинистые частицы (хотя бы в количестве. 1,5—2%). Эти глинистые (и коллоидные) частицы образуют пространственную структурную сетку, которая связывает грубодисперсные частицы грунта. Отсюда становится понятным отсутствие способности к тиксотропным изменениям у чистых гравийно-галечниковых и песчаных пород и наличие четко выраженных тиксотропных свойств у связных грунтов, у которых они резко возрастают при увеличении содержания коллоидных частиц в глинистой фракции.

Огромное влияние на тиксотропные свойства грунтов оказывает минералогический состав их тонкодисперсной части, поскольку он, с одной стороны, определяет степень дисперсности грунтов, а с другой — характер их гидрофильности. Наличие же высокой гидрофильности всей поверхности глинистых частиц является необходимым условием проявления тиксотропии, поскольку при недостаточной их гидрофильности или даже гидрофобности неизбежна компактная коагуляция частиц с образованием довольно крупных агрегатов, резко снижающих способность глинистых грунтов к тиксотропным изменениям. Хорошо известно, что степень дисперсности и характер гидрофильности выше у минералов с подвижной кристаллической решеткой. В силу этого у минералов группы монтмориллонита способность к тиксотропным изменениям выше, чем у минералов группы гидрослюд и группы каолинита, причем у гидрослюд она проявляется слабее. Поэтому, чем больше в грунтах содержится монтмориллонитовых частиц, тем выше их способность к тиксотропным изменениям при прочих равных условиях.

Эти положения также подтверждаются данными о величине предела тиксотропии, определенного А. А. Босвеллом (1949) для глин различного минералогического состава. Он установил следующие тиксотропные пределы в граммах воды на 100 г сухого грунта: монтмориллонитовые глины — 700—1350, аттапульгитовые — около 530, бейделлитовые— 170—250, гидрослюдистые (иллитовые) — 110—170, галлуазитовые — 80—100, каолинитовые — 70—95.

Способность грунтов к тиксотропным изменениям возрастает с увеличением емкости их обмена, а также зависит от состава обменных катионов: по мере увеличения валентности обменных катионов тиксотропные свойства грунтов снижаются. Это обусловлено снижением степени гидратации глинистых частиц и увеличением их способности к агрегации вследствие уменьшения оболочек рыхлосвязанной воды, образующейся вокруг грунтовых частиц.

Тиксотропные свойства зависят от влажности грунтов. Наиболее характерны они для связных грунтов, имеющих пластичную или вязко-текучую консистенцию. Однако при интенсивном вибрационном воздействии на глинистые грунты с влажностью ниже предела раскатывания в них могут происходить тиксотропные изменения по типу гель — золь и далее по прекращении вибрации золь — гель. Следовательно, можно считать установленным, что тиксотропные изменения в глинистых грунтах могут происходить при их различных консистенциях, и в достаточно большом интервале влажностей.

Тиксотропное разжижение грунтов, как показано выше, обязано свободной воде. Однако наличие ее до начала динамического воздействия в грунте совершенно не обязательно. Свободная вода образуется при вибрации (или другом динамическом воздействии) из связанной воды или при высвобождении иммобилизованной воды, находившейся в ячейках структурного каркаса.

Существенное влияние на тиксотропные свойства оказывает наличие свободного электролита в коллоидной системе. Например, бентонитовая суспензия, лишенная электролита, не обнаруживает тиксотропных свойств. Прибавление к такому бентониту слабого раствора электролита сообщает системе отчетливые тиксотропные свойства.

Добавление более концентрированных растворов электролита вызывает коагуляцию с выпадением типичного геля.

Между тиксотропными и некоторыми другими свойствами грунтов существует определенная взаимосвязь. Так, глинистые грунты, обладающие большой пластичностью и набухаемостью, в то же время имеют и более резко выраженные тиксотропные свойства. Л. К. Танкаева (1957), изучая тиксотропные свойства гидрослюдистых лёссовидных суглинков Средней Азии, пришла к выводу, что в глинистых породах они выражены тем более отчетливо, чем выше водоудерживающая способность этих пород.

Тиксотропные изменения в грунтах достаточно широко протекают в природе и используются в строительстве и при ведении буровых работ. Так, динамическое воздействие на породу, такое, как сейсмические толчки или движение поезда, может вызвать внезапное разжижение тиксотропного слоя и, если это произойдет на склоне, явиться причиной возникновения оползня (например, оползни в Норвегии, связанные с разжижением «голубых глин»). Многие случаи плывунности грунтов также объясняются их тиксотропными изменениями.

Тиксотропные явления наблюдаются при забивке свай, при действии на грунт динамической. нагрузки от фундаментов, на которых размещены машины и т. д. При вибропогружении свай происходит резкое разупрочнение грунтов вблизи поверхности сваи и затем, после окончания погружения — тиксотропное упрочнение грунта. Оно ведет к частичному или практически полному восстановлению их первоначальной прочности и обусловливает поэтому постепенное увеличение несущей способности свай.

Плывунность грунтов

Плывунностью называется способность водонасыщенных дисперсных грунтов переходить в подвижное состояние при вскрытии их горными выработками. Разжижение грунтов в этом случае происходит обычно под влиянием какого-либо динамического воздействия на массив грунтов. Разжиженный грунт, называемый плывуном, постоянно прибывает в горные выработки со дна и стенок, что затрудняет проведение горных работ или часто делает их просто невозможными без специальных мероприятий.

Плывунность не является свойством какого-то одного определенного типа грунта. В плывунное состояние в определенных условиях могут переходить и пески, и лёссы, и глинистые породы. На практике чаще всего приходится сталкиваться с плывунностью песков, и особенно песков, содержащих некоторое количество коллоидных частиц. Для всех типов плывунных грунтов, несмотря на различие их дисперсности, характерно одно общее качество — частицы этих грунтов в силу тех или иных причин при вскрытии горными выработками оказываются разделенными прослойками свободной воды, что сообщает им текучесть. Анализ причин, которые вызвали это состояние, указывает на необходимость подразделения плывунов различного состава на типы, для которых и методы изучения, и мероприятия, связанные с устранением плывунности, весьма различны.

Впервые классификация плывунов была предложена в 1935 г. А. Ф. Лебедевым, который подразделил их на «истинные», или «активные», плывуны и «псевдоплывуны», или «пассивные» плывуны. «Истинные» плывуны представляют собой песчаные водонасыщенные грунты, которые содержат коллоидные частицы, обусловливающие большую подвижность и обратимость их слабосвязанной структуры. Именно специфическими свойствами коллоидных фракций обусловлена плывунность этого типа грунтов. Об этом, в частности, свидетельствует тот факт, что плывун после прокаливания его при температуре 250—300° превращался в обыкновенную супесь или песок с углом естественного откоса под водой, близким к 30°. И. М. Горькова (1956) считает содержание коллоидов настолько обычным и типичным для «истинных» плывунов, что рассматривает их как особый тип песчано-коллоидных пород. Разжижение «истинных» плывунов обусловлено обратимыми переходами содержащейся в них воды из иммобилизованного состояния в свободное, подвижное, которое наступает при определенных механических воздействиях на массив, т. е. разжижение наступает в результате тиксотропного разупрочнения грунтов.

К «псевдоплывунам» отнесены обыкновенные тонкозернистые пески, переход в плывунное состояние которых связан с наличием определенного гидродинамического давления грунтового потока.

Многочисленные работы по исследованию проявления плывунности грунтов различного состава (от песков до глин) показали, что классификация плывунов А. Ф. Лебедева может быть углублена. В частности, Л. К. Танкаева выделила следующие типы грунтов,; способных проявлять плывунность:
породы, лишенные структурных связей;
породы с конденсационно-коагуляционными структурными связями.

Породы, лишенные структурных связей между слагающими их частицами, являются плывунами первого типа. Они представляют собой пески, прочность которых обусловлена высоким внутренним трением. Переход их в плывунное состояние связан с резким уменьшением или -потерей внутреннего трения при взвешивании частиц в воде. Движение разжиженного грунта вызвано гидродинамическим давлением, обусловленным воздействием фильтрационного потока или возникающего в порах при изменении структуры водонасыщенного песка, сопровождающегося изменением пористости.

Породы с конденсационно-коагуляционными связями, представляющие собой плывуны второго типа, являются более сложным и широко распространенным типом плывунных грунтов. Жесткие конденсационные связи, образуемые коллоидными компонентами при их высыхании, резко ослабляются в воде и> переходят в связи иного типа — коагуляционные, для которых характерна зависимость их прочности от влажности. В определенном интервале влажностей, как было показано ранее, такие грунты проявляют способность к тиксотропным изменениям, что обусловливает их плывунность.

Плывуны второго типа представляют собой породы различного гранулометрического состава с коллоидными структурными связями. Среди них в зависимости от состава и специфики проявления плывунных свойств выделены:
песчано-коллоидные плывуны;
пылевато-коллоидные плывуны;
плывунные глины.

Песчано-коллоидные плывуны характеризуются сравнительно большим диаметром входящих в их состав преимущественно кварцевых зерен и слабой связью между крупнодисперсными элементами грунта и их коллоидной частью. Эти породы рассматривались А. Ф. Лебедевым в качестве «истинных» плывунов.

Пылевато-коллоидные плывуны включают водонасыщенные лёссовые породы, для которых характерна высокая прочность связи между пылеватыми и глинистыми частицами. Благодаря этому тиксотропные свойства у плывунов этой группы в значительной степени усилены по сравнению с песчано-коллоидными плывунами.

Плывунные глины представляют третью группу плывунов второго типа. В формировании их прочности значительную роль играет сцепление. Переход грунтов этого типа в плывунное состояние возможен в определенном интервале влажности вследствие тиксотропного снижения их связности, причем только при условии, что скорость развития деформаций в плывунной толще больше скорости тиксотропного упрочнения, поскольку в противном случае плывунность может перейти в ползучесть. Плывунные глины — типичные тиксотропные грунты.

В качестве классификационных показателей, позволяющих отнести изучаемые грунты к различным типам потенциальных плывунов, используют угол естественного откоса и седиментационный объем.

Работами А. Ф. Лебедева и других исследователей показано, что угол естественного откоса плывунов первого типа практически не зависит от влажности, в то время как у песчано-коллоидных плывунов его величина очень сильно зависит от влажности. Например, угол естественного откоса такого грунта при влажности 12,5% был равен 19—37°, при влажности 13,5—15% его величина снизилась в верхней части откоса-до 15—26°, в нижней — до 4—5°, а при влажности 17,5% грунт практически разжижался и угол естественного откоса приближался к нулю. После прокаливания (угол естественного откоса таких грунтов возрастал до 36—42°. Наибольшее снижение угла естественного откоса отмечается у тех песчано-коллоидных плывунов, которые характеризуются высокой активностью их коллоидной части и, естественно, наиболее четко выраженной тиксотропией.

Седиментационный объем, определяемый в стандартных условиях, у плывунов первого типа не превышает 3, 3 см3; у плывунов второго типа, проявляющих тиксотропные свойства, он выше этой величины.

В качестве показателей, определяющих условия, при которых может проявиться плывунность грунтов первого типа, используют гидравлический градиент грунтового потока и величину критической пористости.

Величина критического гидравлического градиента, при котором происходит оплывание, разрушение сложенных песками откосов, и угол выполаживания могут быть определены на приборе В. А. Мещанского (1954). Исследования, выполненные им на мелкозернистых песках, показали, что величина разрушающего гидродинамического градиента изменялась от 0,17 до 0,36, а угол выполаживания — от 14° до 17°30'.

Плывуны второго типа переходят в плывунное состояние вследствие тиксотропного их разжижения, проявляющегося при динамических нагрузках на грунт. В связи с этим при изучении плывунов этого типа необходимо исследовать их тиксотропные свойства.

Переходя к характеристике состава и свойств плывунов, следует отметить, что плывуны первого типа, представляющие собой обычные пески, не требуют какого-либо специального описания. О некоторых особенностях плывунов второго типа, разжижение которых связано с тиксотропными изменениями при механическом воздействии на них, можно судить на основе данных, характеризующих их тиксотропные свойства. Наиболее специфичными среди плывунов второго типа являются песчано-коллоидные плывуны, которые характеризуются ниже.

Песчано-коллоидные плывуны наиболее детально изучены И. М. Горьковой (1956, 1961 и др.). Исследованные ею плывуны имели различный возраст (юрский, меловой и др.) и генезис (морские и континентальные образования). Гранулометрический анализ показал, что содержание песчаных частиц в этих грунтах доходит до 88%, причем большая их часть (80—90%) представлена хорошо- и среднеокатанным кварцем. Общее содержание крупнопылеватых частиц (0,05—0,01 мм) составляет 1,5—17%, глинистых (диаметром менее 1 мк) —0,6—10,0%. Коллоидные и глинистые частицы находятся в состоянии очень сильной диспергации. Они представлены в морских разностях глауконитом, в континентальных — каолинитом. Встречаются также гидрослюды и монтмориллонит. Во всех плывунах отмечены гидроокиси железа и алюминия.

Содержание органического вещества в песчано-коллоидных плывунах в целом очень мало — 0,80—1,50%. Однако в пересчете на фракцию диаметром менее 10 мк содержание органического вещества достигает 5—34%. Особенно велико его содержание в породах, содержащих глауконит и монтмориллонит в глинистой фракции, которые образуют с органическим веществом прочные органо-минеральные соединения.

Глинистая часть песчано-коллоидных плывунов обладает огромной емкостью обмена (40—111 мг-экв на 100 г грунта), что обусловлено высокой дисперсностью частиц, наличием в этих фракциях органического вещества и ферри-алюмо-золей.

Преобладающая по весу в песчано-коллоидных плывунах песчано-пылеватая фракция «играет роль инертного наполнителя, тогда как высокодисперсная составляющая, представленная коллоидами железа и алюминия, высокомолекулярными гуминовыми кислотами и органо-минеральными комплексами, обладает колоссальной поверхностью и является значительно более физико-химически активной; и гидрофильной по сравнению с тонкими фракциями большинства обычных глинистых пород. Сочетание этих составляющих определяет основные отличительные особенности рассматриваемых пород.

При рассмотрении песчано-коллоидных пород при их естественной влажности в микроскоп отчетливо видно, что непосредственных контактов между зернами песка нет, они покоятся в плотной массе желтовато-бурых хлопьев высокодисперсного материала. Наличие высокогидрофильной коллоидной массы, образующей подвижную малопрочную структурную сетку, в которой вмещаются зерна инертного наполнителя, обусловливает в отличие от чистых песков высокую естественную влажность песчано-коллоидных пород (21-48%)- высокую пористость(41—58%) и высокую максимальную «молекулярную» влагоемкость(3—18%) (Горькова, 1956).

Таким образом, песчано-коллоидные плывуны по своему минералогическому составу могут быть довольно разнообразны, но они должны иметь эластичную структуру, которая образуется коллоидно-дисперсными минералами типа глауконита и монтмориллонита, гидроокисями алюминия и железа, органическими и органо-минеральными соединениями. Все это и обеспечивает высокую подвижность частиц плывунов, наличие у них ясно выраженных тиксотропных свойств и способность структурной сетки к растяжению с включением большого количества воды. Водоудерживающая способность песчано-коллоидных плывунов велика — до 240%. Вместе с тем их водопроницаемость мала. Вследствие наличия в порах между песчаными зернами коллоидной массы такие плывуны при естественной влажности или совсем не фильтруют, или имеют коэффициент фильтрации порядка 10-4—10-5 см/сек. Большая водоудерживающая способность и малая водопроницаемость песчано-коллоидных плывунов обусловливают невозможность осушения их обычным способом водопонижения.

Следует указать, что, по данным А. Ф. Лебедева, такие плывуны имеют большую плотность: 1,3—2,1 Г/см3 при влажности 17—20%. Такие же данные приводит Н. Н. Маслов (объемный вес от 1,8 до 2,2 Г/см3 при пористости до 24—25%) и объясняет это явление подвижностью зерен и силами взаимного молекулярного притяжения. В частности, блеск на поверхности песчано-коллоидного плывуна он объясняет выдавливанием воды в процессе уплотнения плывуна. Однако не все исследователи согласны с приведенными значениями плотности плывунов. Сопоставляя данные различных исследователей, можно высказать предположение, что плотность этой группы плывунов, по-видимому, может значительно изменяться при их перемещении, разжижении или самоуплотнении.

Для песчано-коллоидных плывунов характерно быстрое во времени развитие деформаций — уже через минуту после нагружения устанавливается постоянная скорость деформации. Деформации очень велики и особенно резко возрастают при нагрузках, близких к разрушающим. Песчано-коллоидные плывуны обладают наибольшей величиной деформаций по сравнению с другими породами при всех влажностях. Особенно опасны эти грунты при влажности, превышающей границу текучести.

Заказать услугу
Оформите заявку на сайте, мы свяжемся с вами в ближайшее время и ответим на все интересующие вопросы.
Вернуться к списку