Pytania na zaliczenie

Podział gruntów za względu na sposób powstawania

1. GRUNTY POCHODZENIA MIEJSCOWEGO

1. Gliny zwietrzelinowe - składają się głównie z cząstek iłowych powstałych na skutek rozkładu skaleni oraz okruchów nie zwietrzałej skały.Występują w rejonach zbudowanych ze skał z przewagą minerałów skaleniowych, gdy niemożliwe jest wymywanie drobnych cząstek przez wodę.

2. Rumosze zwietrzelinowe - powstają wówczas, gdy możliwe jest wymywanie drobnych cząstek przez przepływającą wodę i osadzanie w nieckach bezodpływowych. Rumosze zwietrzelinowe składają się głównie z ostrokrawędzistych okruchów i odłamków skał pierwotnych.

2. GRUNTY NANIESIONE

1. Pochodzenia rzecznego - powstają w wyniku transportu przez potoki i rzeki. Na skutek tarcia okruchy skalne zaokrąglają się tworząc otoczaki i ziarna żwirowe. Z mniejszych okruchów powstają ziarna piaszczyste oraz mączka skalna tworząca cząstki pyłowe. Wymienione produkty przenoszone są przez wody płynące i odkładane stopniowo w miarę zmniejszania się prędkości nurtu. W górnym biegu odkładane są otoczaki, ziarna żwirowe i piaski grube, w środkowym piaski średnie a w dolnym piaski drobne i pyły.

2. Pochodzenia morskiego - transportowane przez płynącą wodę cząstki iłowe i pyłowe trafiają do mórz, gdzie po skoagulowaniu cząstek iłowych osadzają się na dnie, tworząc namuły. Warstwy namułów przedzielone są warstewkami drobnych piasków, przenoszonych przez rzeki w okresach powodziowych. Na dnie morskim osadzają się również skorupki i szkielety mikroorganizmów, które pod wpływem ciśnienia przekształcają się w wapienie, dolomity lub margle (jeżeli równocześnie osadzały się cząstki iłowe). Z upływem czasu ciśnienie wody, zmiany temperatury i środowiska chemicznego powodują, że warstwy piasków zlepione lepiszczem przekształcają się w piaskowce a namuły w iły, łupki lub iłołupki.

3. Grunty lodowcowe (glacjalne) - powstałe w wyniku działalności lodowców, które wielokrotnie nasuwały się znad Skandynawii, pokrywając znaczną część Europy Północnej warstwą o grubości przekraczającej 1000 m. Olbrzymie ciśnienia wywierane przez lodowiec (przekraczające 10 MPa) powodowały pofałdowania pierwotnej powierzchni terenu oraz porywanie części podłoża. W okresie topnienia (cofania się lodowca) odkładane były zawarte w nim masy skalne tworząc złoża głazów narzutowych, glin zwałowych, porwaków iłów, piasków i żwirów.

4. Utwory eoliczne - powstały w okresach polodowcowych w wyniku działalności wiatrów o dużej sile. Wiatry te w pustynnym, pozbawionym roślinności terenie przenosiły niezwiązane ziarna drobnych piasków oraz cząstki pyłowe, w wyniku czego powstały piaski wydmowe lub lessy.

5. Utwory zastoiskowe i organiczne - mineralne cząstki gruntowe osadzane w zbiornikach bezodpływowych lub na tarasach rzecznych powodują tworzenie się mułów jeziornych i mad rzecznych. Jeżeli obok cząstek mineralnych znajdują się cząstki humusowe to powstają utwory organiczne zwane namułami. Bezodpływowe jeziora (np. polodowcowe) oraz stare koryta rzek zarastają i zamieniają się w torfowiska.

Grunt jako ośrodek trójfazowy

W gruncie wyróżnia się: fazę stałą (ziarna i cząstki), fazę ciekłą (woda) i fazę gazową (powietrze, para wodna i gazy).

gdzie:

V - objętość gruntu

Vd- objętość szkieletu gruntowego

Vw- objętość wody

Va- objętość powietrza

Vp = Vw + Va - objętość porów

mm- masa gruntu wilgotnego

md - masa szkieletu cząstek gruntowych

mw- masa wody

Charakterystyka minerałów ilastych

Minerały ilaste charakteryzują się warstwową budową krystaliczną. Pojedyncze kryształy mają kształt płaskich blaszek o heksagonalnych zarysach. Tworzone są przez tetraedryczne warstwy krzemowotlenowe i oktaedryczne warstwy glinowo-tlenowo-wodorotlenowe lub magnezowo-tlenowowodorotlenowe, które łącząc się ze sobą tworzą pakiety. W zależności od ilości warstw w pakiecie (pakiety dwu i trójwarstwowe) ich wzajemnego układu i innych występujących dodatkowo elementów, powstają różne odmiany minerałów ilastych

Minerały kaolinitowe

Minerały grupy kaolinitu powstają w wyniku chemicznego wietrzenia skaleni w środowisku kwaśnym. Zaliczyć do nich można minerały takie jak kaolinit, dickit, nakryt, haloizyt. Zbudowane są z pakietów dwuwarstwowych typu 1:1, w których jedna warstwa tetraedryczna połączona jest z warstwą oktaedryczną silnymi wiązaniami jonowo-atomowymi. Na kontakcie warstw z jednej strony występują atomy tlenu (warstwa tetraedryczna) a z drugiej grupy wodorotlenowe (warstwa oktaedryczna). Podstawowy pakiet kaolinitu jest elektrycznie obojętny. Pakiety połączone są ze sobą wiązaniami wodorowymi, których istnienie sprawia, że kaolinit jest minerałem charakteryzującym się dużą spójnością i odpornością na czynniki

mogące dążyć do rozsunięcia pakietów. W związku, z czym kaolinit jest odporny na działanie wody, która zwilża jedynie krawędzie kryształów. Z budowy kryształów kaolinitu wynika jego na ogół niska wilgotność, mała zdolność do pęcznienia oraz niewielka ściśliwość

Minerały montmorylonitowe

Montmorylonit powstaje w wyniku wietrzenia tufów wulkanicznych w silnie alkalicznym i zasolonym środowisku. W Polsce w czystej postaci występuje rzadko, najczęściej jako domieszka w iłołupkach karbońskich, kredowych bądź też paleogeńskich fliszu karpackiego, iłach oligoceńskich okolic Szczecina, w iłach mioceńskich zapadliska przedkarpackiego oraz niektórych odmianach iłów plioceńskich. Strukturę krystaliczną montmorylonitu zliczamy do typu 2:1. Składa się z pakietów trójwarstwowych, w których warstwa oktaedryczna znajduje się między dwiema warstwami tetraedrycznymi. Powierzchnie kontaktu pomiędzy elementarnymi pakietami obsadzone są atomami tlenu, co powoduje, że pakiety są ze sobą słabo związane, a co za tym idzie ułatwione jest wnikanie między nie kationów oraz cząstek wody, skutkiem czego zwiększają się odległości pomiędzy pakietami, co w konsekwencji

prowadzi do pęcznienia. Kryształy montmorylonitu przejawiają silne właściwości hydrofilowe, co powoduje, że grunty zawierające w swoim składzie ich domieszkę wykazują zwykle wysoką wilgotność i wskaźnik plastyczności, dużą ściśliwość i zdolność do pęcznienia.

Minerały litowe

Illit spotkać można przede wszystkim w skałach ilastych oraz łupkach ilastych powstających środowisku morskim. Znaleźć go można również w produktach wietrzenia skaleni i innych glinokrzemianów. Ilit stanowi dominującą część frakcji ilastej różnych pod względem genetycznym i litologicznym gruntów spoistych. Jego struktura krystaliczna podobna jest do struktury montmorylonitu (typ 2:1). Między pakietami znajdują się jony potasu, które kompensują ujemny ładunek elektryczny powodowany występowaniem jonów tlenu. Pakiety są ze sobą silnie związane, co uniemożliwia przedostawanie się pomiędzy nie cząstek wody. Możliwe jest jednak, w odpowiednich warunkach, częściowe wyługowywanie jonów potasu przez cząstki wody, co sprawia, że ilit wykazuje średnią zdolność do pęcznienia

Metody oznaczania składu granulometrycznego gruntów

Uziarnienie gruntu (skład granulometryczny) określa się procentową zawartością poszczególnych frakcji w stosunku do ciężaru całej próbki badanego gruntu.

Określenie ilościowego podziału poszczególnych frakcji (ziaren, cząstek) w badanej próbce wykonuje się dwoma rodzajami metod:

1. metody bezpośrednie - oparte na pomiarze rzeczywistych wymiarów cząstek gruntowych, do których należą:

1. analiza sitowa,

2. badania mikroskopowe (których celem jest określenie kształtu cząstek gruntu, a nie składu granulometrycznego gruntu).

2. metody pośrednie - w których wielkość cząstek gruntu zastępuje się średnicami teoretycznych kulek. W grupie tych metod rozróżniane są metody oparte są na procesie sedymentacji oraz metody rozdziału frakcji w strumieniu cieczy lub gazu. Metoda pośrednią jest analiza aerometryczna lub pipetowa.

Definicja i sposób wyznaczania średnic charakterystycznych

Ziarna i cząstki gruntu dzielone są wg wielkości na grupy zwane frakcjami. Wg PN-86/B-02480 wyróżniamy pięć frakcji:

• kamienista o ziarnach d > 40 mm

• żwirowa o ziarnach d = 40 - 2 mm

• piaskowa o ziarnach d = 2 - 0,05 mm

• pyłowa o cząstkach d = 0,05 - 0,002 mm

• iłowa o cząstkach d < 0,002 mm

Uziarnienie gruntu (skład granulometryczny) określa się procentową zawartością poszczególnych frakcji w stosunku do ciężaru całej próbki badanego gruntu.

Określenie ilościowego podziału poszczególnych frakcji (ziaren, cząstek) w badanej próbce wykonuje się dwoma rodzajami metod:

• metody bezpośrednie - oparte na pomiarze rzeczywistych wymiarów cząstek gruntowych, do których należą:

• analiza sitowa,

• badania mikroskopowe (których celem jest określenie kształtu cząstek gruntu, a nie składu granulometrycznego gruntu).

• metody pośrednie - w których wielkość cząstek gruntu zastępuje się średnicami teoretycznych kulek. W grupie tych metod rozróżniane są metody oparte są na procesie sedymentacji oraz metody rozdziału frakcji w strumieniu cieczy lub gazu. Metoda pośrednią jest analiza aerometryczna lub pipetowa.

Wskaźnik uziarnienia i wskaźnik krzywizny uziarnienia

Uziarnienie gruntu charakteryzują dwa wskaźniki:

• wskaźnik krzywizny uziarnienia:

• wskaźnik jednorodności uziarnienia:

Wg PN-86/B-02480 zależnie od wskaźnika różnoziarnistości (jednorodności uziarnienia) grunty dzieli się na:

• równoziarniste gdy 1 ≤ Cu ≤ 5 (np. piaski wydmowe, lessy),

• różnoziarniste gdy 5 ≤ Cu ≤ 15 (np. gliny holoceńskie),

• bardzo różnoziarniste gdy Cu > 15 (np. gliny zwałowe, pospółki).

Grunt jest dobrze uziarniony, jeżeli:

Cc = 1 ÷ 3, a Cu > 4 dla żwirów lub Cu > 6 dla piasków.

Rodzaje wód gruntowych

Rodzaje wody w gruncie klasyfikuje się na podstawie jej stanu skupienia (stały, ciekły, gazowy), ruchliwości i wzajemnego oddziaływania na cząstki gruntowe. Przyjmuje się, że w podłożu gruntowym występuje woda :

1. w postaci pary

2. związana:

1. silnie związana - higroskopijna

2. słabo związana - błonkowata

3. wolna:

1. gruntowa

2. wsiąkowa

4. kapilarna (włoskowata)

5. w stanie stałym

6. krystalizacyjna i chemicznie związana

Charakterystyka wód związanych

Woda związana otacza cząstki gruntu w postaci warstw, które są przyciągane przez grunt z różną siłą. Dzieli się na silnie związaną i słabo związaną.

Woda silnie związana - higroskopowa (adhezyjna, adsorbowana) jest silnie połączona z powierzchnią cząstek gruntowych. Tworzy powłokę - warstwę kationów trwale związanych z powierzchnią cząstki gruntu na skutek przyciągania molekuł wodnych. Nie może działać rozpuszczająco, przechodzić z jednej cząstki na drugą oraz przekazywać ciśnienia hydrostatycznego. Woda adhezyjna przyciągana jest z ciśnieniem dochodzącym do 2500 MPa. Ma własności ciała stałego. Jej gęstość dochodzić może do 2400 kg/m3, a temperatura zamarzania do -780 C. Grubość warstwy wód adsorbowanych od 2 do 10 drobin wody. Do ich całkowitego usunięcia potrzebna jest temperatura 3500 C.

Woda błonkowata - woda słabo związana - błonkowata dzieli się na wodę błonkowatą utwierdzoną i wodę błonkowatą luźną. Jest słabiej związana z powierzchnią cząstki, przesuwa się z jednej cząstki na drugą niezależnie od siły ciężkości do chwili wyrównania grubości wodnej na obu cząstkach. Woda błonkowa stanowi warstwę o grubości od 20 do 200 drobin wody. Grubość powłoki wody błonkowej wokół ziarn kwarcu o średnicy od 0.1 - 0.05 mm wynosi ok. 34·10-6 mm, a dla cząstek 0.01 do 0.005 mm - 5·10-5 mm. Zamarza w temperaturze nieco poniżej 00 C. Nie przenosi ciśnienia hydrostatycznego. Łączna grubość wód związanych na powierzchni cząstek iłowych może dochodzić do 0.001 mm, a więc może przekraczać wymiar samej cząstki, a tym samym wszystkie wolne przestrzenie. Wpływ wody

związanej na własności fizyczne i mechaniczne, a głównie na przepuszczalność, ściśliwość, kapilarność jest tym większy, im drobniejsze są cząstki gruntu.

Zjawisko tiksotropii

ZJAWISKO TIKSOTROPII polega na przechodzenia żelu w zol i odwrotnie, wskutek mechanicznych oddziaływań (wibracji, wstrząsów, mieszania, działania ultradźwięków itp.) W tworzeniu się żelu udział biorą wszystkie cząstki zawiesiny, z których po pewnym czasie powstaje ciągła struktura komórkowa. Właściwości tiksotropowe mają grunty zawierające cząstki iłowe o rozmiarach koloidów < 0,0002 mm. Cząstki iłowe i koloidalne tworzą pomiędzy większymi ziarnami tiksotropowe spoiwo w postaci ciągłej siatki przestrzennej, nadają gruntowi spoistość i wytrzymałość. Naruszenie struktury triksotropowej spoiwa gruntu wskutek drgań i wibracji powoduje uplastycznienie gruntu, a nawet jego upłynnienie.

Istota podciągania kapilarnego w gruntach

Kapilarność jest wynikiem działania dwu zjawisk:

• przyczepności (adhezji) wody do ścianek rurki

• napięcia powierzchniowego wody

Wodę kapilarną dzieli się na trzy typy:

1. Właściwa woda kapilarna podnosi się w górę do poziomu wód gruntowych.

2. Woda zawieszona nie ma bezpośredniej łączności z poziomem wód gruntowych, stąd nie może być przez nie zasilana.

3. Woda naroży porów tworzy się w miejscach styku cząstek w postaci oddzielnych kropli.

Wysokość podnoszenia kapilarnego

Wysokość kapilarnego podciągania Hk wody ponad swobodne jej zwierciadło można wyznaczyć w sposób następujący:

Ciężar słupa wody w rurce wynosi:

gdzie:

Hk - wysokość kapilarnego podciągania wody

r - promień kapilary

ρw - gęstość właściwa wody,

g - przyspieszenie ziemskie.

Siła napięcia powierzchniowego przy kącie zwilżania α = 0 (kąt styku menisku wody z powierzchnią ścianki kapilary szklanej, dla czystego szkła α = 0) wynosi:

gdzie:

σnp.- napięcie powierzchniowe wody.

Porównując prawe strony obu równań otrzymujemy:

Przyjmując, że siła napięcia powierzchniowego wody w temperaturze 10° C wynosi 0.0727 N/m otrzymujemy przybliżony wzór na wysokość

podnoszenia kapilarnego:

Definicja gęstości objętościowej, właściwej i wilgotności gruntów

Wilgotnością gruntu w nazywamy procentowy stosunek masy wody m_w zawartej w jego porach do masy szkieletu gruntowego m_s

Wilgotnością naturalna w_n nazywamy wilgotność, jaką ma grunt w stanie naturalnym.

Gęstością właściwą gruntu ρ_s nazywa się stosunek masy szkieletu gruntowego m_s do jej objętości V_s.

Gęstość objętościowa gruntu ρ jest to stosunek masy próbki gruntu do objętości tej próbki łącznie z porami.

Definicja gęstości objętościowej szkieletu, gruntowego stopnia wilgotności i porowatości.

Gęstość objętościowa szkieletu gruntowego ρd jest to stosunek masy szkieletu gruntu (masa ziaren i cząstek) w danej próbce do jej objętości pierwotnej (razem z porami).

gdzie:

ms - masa próbki wysuszonej do stałej wagi w temperaturze 105 ÷ 110 °C

V - objętość próbki gruntu przed wysuszeniem

ρ - gęstość objętościowa gruntu

Wn - wilgotność naturalna gruntu

Znajomość gęstości objętościowej szkieletu jest konieczna do obliczenia porowatości, wskaźnika porowatości i wskaźnika zagęszczenia nasypów.

Porowatością gruntu n nazywamy stosunek objętości porów Vp w danej próbce gruntu do objętości całego gruntu V (szkielet gruntu + pory).

Wskaźnikiem porowatości gruntu e nazywamy stosunek objętości porów Vp do objętości cząstek gruntu (szkieletu gruntowego) Vs.

Pomiędzy wskaźnikiem porowatości e a porowatością n istnieją zależności:

Wskaźnik porowatości e gruntów niespoistych waha się w granicach 0,3 ÷1,0, a w gruntach spoistych może być znacznie większy.

Wilgotność całkowita wsat gruntu istnieje wtedy, gdy jego pory są całkowicie wypełnione wodą (oblicza się ją w procentach).

Stopień wilgotności gruntu Sr określa stopień wypełnienia porów gruntu wodą.

Zależnie od wartości stopnia wilgotności gruntu Sr rozróżniono następujące stany zawilgocenia gruntów niespoistych:

• suchy Sr = 0

• mało wilgotny 0 < Sr ≤ 0,4

• wilgotny 0,4 < Sr ≤ 0,8

• nawodniony 0,8 < Sr ≤ 1,0

Maksymalna wartość stopnia wilgotności Sr = 1 (pory są całkowicie wypełnione wodą).

Ciężar objętościowy gruntu suchego i gruntu zawodnionego

γ = ρ*g - grunt suchy

gdzie:

ρ - gęstość objętościowa gruntu

g - przyspieszenie ziemskie

Gęstość objętościowa szkieletu gruntowego ρd jest to stosunek masy szkieletu gruntu (masa ziaren i cząstek) w danej próbce do jej objętości

pierwotnej (razem z porami).

gdzie: ms - masa próbki wysuszonej do stałej wagi w

temperaturze 105 ÷ 110 °C

V - objętość próbki gruntu przed wysuszeniem

Grunt zawodniony tak samo, tylko, że zamiast ms to m - masa próbki zawodnionej

Wskaźnik porowatości i stopień zagęszczenia gruntów sypkich

Stopień zagęszczenia gruntów niespoistych I_D jest to stosunek zagęszczenia występującego w stanie naturalnym do największego możliwego zagęszczenia danego gruntu.

Stopień zagęszczania I_D oblicza się ze wzoru:

gdzie:

e_max- wskaźnik porowatości maksymalnej

e_min - wskaźnik porowatości minimalnej

e - wskaźnik porowatości naturalnej

Podział gruntów niespoistych ze względu na stopień zagęszczenia.

Rozróżnia się cztery stany gruntów niespoistych wg PN - 86/B 02480:

• grunt luźny 0 < ID ≤ 0,33

• grunt średnio zagęszczony 0,33 < ID ≤ 0,67

• grunt zagęszczony 0,67 < ID ≤ 0,8

• grunt bardzo zagęszczony ID > 0,8

Maksymalna wartość stopnia zagęszczenia ID = 1,0

Wskaźnik zagęszczenia i sposób jego określania. Wilgotność optymalna

Maksymalne zagęszczenie jest tym większe, im większa jest energia zagęszczania.

Wskaźnik zagęszczenia gruntów Is jest miernikiem charakteryzującym jakość zagęszczenia nasypu:

gdzie:

ρd nas - gęstość objętościowa szkieletu gruntu w nasypie,

ρds. - maksymalna gęstość objętościowa szkieletu gruntu.

Wilgotność optymalna wopt to taka, przy której uzyskuje się największe zagęszczenie w przypadku gruntów spoistych i niektórych gruntów niespoistych.

Granice konsystencji gruntów spoistych

Granice konsystencji są granicznymi wilgotnościami rozdzielającymi poszczególne konsystencje:

• granica płynności wL - wilgotność na granicy między konsystencją płynną i plastyczną.

• granica plastyczności wp - wilgotność na granicy między konsystencją plastyczną i zwartą.

• granica skurczalności ws - wilgotność na granicy stanu półzwartego i zwartego

Stopień plastyczności i stany gruntów spoistych

Stopień plastyczności IL jest to stosunek różnicy wilgotności naturalnej danego gruntu i granicy plastyczności do różnicy granicy płynności i granicy plastyczności. Wskaźnik ten określa, jaką konsystencję ma badany grunt oraz odzwierciedla właściwości gruntu w stanie in situ.

Pierwotne naprężenia w ośrodkach gruntowych

Naprężenie jest to graniczna wartość stosunku siły działającej na

nieskończenie mały element pola przekroju ciała do wymiaru tego pola:

gdzie: σ - naprężenie

N - siła

A - pole przekroju

Pojęcie naprężeń efektywnych. Pierwotne naprężenia efektywne

Przy stałej wartości obciążenia zewnętrznego P całkowite naprężenie pionowe ma wartość σ. Jest ono równe sumie ciśnienia przekazywanego na szkielet gruntowy, określanego mianem naprężenia efektywnego σ', oraz ciśnienie wody w porach gruntu u (Terzaghi 1936). Z warunków równowagi wynika, że:

Fizyczne znaczenie naprężenia efektywnego i całkowitego dotyczy próbki

gruntu całkowicie nasyconego wodą (Sr < 1)

gdzie: σ' - naprężenie efektywne,

σ - naprężenie całkowite,

ua - ciśnienie gazu w porach,

uw - ciśnienie wody w porach,

κ - współczynnik zależny od stopnia wilgotności.

Hipoteza Coulomba-Mohra

Hipoteza wytrzymałościowa Coulomba bazuje na klasycznym pojęciu tarcia znanym z mechaniki technicznej.

Maksymalną siłę sprzeciwiającą się ruchowi ciała zwaną siłą tarcia rozwiniętego określić można ze wzoru:

Zgodnie z hipotezą Mohra graniczny opór ścinania opisywany naprężeniem stycznym jaki ośrodek gruntowy stawia siłom przesuwającym określić można ze wzoru:

Szczególna, liniowa postać tego związku nosi nazwę hipotezy Coulomba - Mohra

Wytrzymałość gruntów jest efektem dwóch procesów: kohezji i tarcia.

Charakterystyka parametrów wytrzymałościowych gruntów w naprężeniach całkowitych i efektywnych

Omówić metodę bezpośredniego ścinania wyznaczania parametrów wytrzymałościowych

Schemat aparatu bezpośredniego ścinania
1 - skrzynka dolna, 2 - skrzynka górna, 3 - pokrywa,

4 - filtry o ząbkowanej powierzchni, 5 - wymuszona płaszczyzna ścięcia

Zasadniczą częścią aparatu jest dwudzielna skrzynka, której części górna i dolna mogą się wzajemnie przemieszczać. W celu zabezpieczenia próbki przed ślizganiem się po powierzchniach kontaktowych i przenoszenia siły ścinającej zaopatrzona jest ona od dołu i od góry w płytki oporowe.
Badanie polega na eksperymentalnym określeniu siły T, przy pomocy której staramy się przesunąć górną część skrzynki po dolnej. Ruchowi temu przeciwstawia się mobilizujący się, w wymuszonej płaszczyźnie ścinania, opór gruntu na ścinanie. Siła T nie może wzrosnąć ponad wartość ogólnej wytrzymałości na ścinanie badanego gruntu.

Maksymalna siła zarejestrowana na dynamometrze jest wielkością poszukiwaną. Wartość siły T dla danego gruntu zależy od wartości siły pionowej P. Przynajmniej kilkukrotne poszukiwanie siły T dla różnych wartości siły P pozwoli wyznaczyć prostą Coulomba, a tym samym określić wartości szukanych parametrów.Zakładamy, że siła P przyłożona do próbki poprzez sztywną pokrywę rozkłada się na powierzchni próbki na tyle równomiernie, że w wymuszonej płaszczyźnie ścinania panuje naprężenie normalne:

Podobnie uważamy, że siła T podzielona przez powierzchnię skrzynki A określa, stałą w całym przekroju ścinania, wartość naprężenia ścinającego:

Podział metod analizy stateczności skarp i zboczy

• Metody, których celem jest określenie geometrii (kształtu profilu) skarpy statecznej, jeżeli znana jest jej budowa geologiczna i własności gruntów. Do tej grupy zaliczyć można metody bazujące na teorii stanów granicznych (metoda Sokołowskiego, metoda Sokołowskiego-Senkowa), metody nomogramów (Sokołowskiego, Wiłuna, Verdeyena) oraz metody empiryczne (metoda Masłowa Fp).

• Metody, których zadaniem jest ocena, czy skarpa (zbocze) o zadanej budowie geologicznej i geometrii jest stateczna. Do metod tej grupy zalicza się metody równowagi granicznej oraz metody numeryczne. W metodach równowagi granicznej zakłada się znajomość kształtu i położenia powierzchni poślizgu, wzdłuż której spełnione są warunki stanu granicznego Coulomba-Mohra. Miarą stateczności jest wskaźnik stateczności, definiowany jako stosunek sił utrzymujących równowagę do sił zmierzających do destrukcji. Metody te najczęściej stosują podział potencjalnej bryły osuwiskowej na paski (bloki) o ściankach pionowych, na których przyłożone są siły styczne i normalne. Ze względu na statyczną niewyznaczalność zadania, poszczególne metody tej grupy przyjmują różne założenia, dotyczące rozkładu sił pomiędzy paskami, oraz warunków równowagi gwarantujących stateczność.

Założenia metod równowagi granicznej

Główne założenia tych Metod Równowagi Granicznej są następujące:

• Znany jest kształt i położenie powierzchni poślizgu. W praktyce przyjmuje się najczęściej, że powierzchnia poślizgu ma kształt linii prostej, wycinka okręgu, spirali logarytmicznej, dowolnej krzywej lub linii łamanej.

• Wzdłuż powierzchni poślizgu spełnione są warunki stanu granicznego. Dla określenia stanu granicznego stosuje się najczęściej wytężeniową hipotezę Coulomba-Mohra.

• W przypadku różnej od prostoliniowej powierzchni poślizgu potencjalną bryłę osuwiskową dzieli się na bloki (paski) o ściankach pionowych, zgodnie z metodą zaproponowana przez Pettersona (1916 r). Na boczne powierzchnie pasków działają siły wzajemnego oddziaływania, których charakter jest odmienny w różnych metodach.

• Miarą stateczności zbocza jest wskaźnik stateczności, który pierwotnie definiowany był jako iloraz sił utrzymujących i zsuwających:

Metoda Felleniusa

Metoda Felleniusa jest najstarszą z metod, które umożliwiają przeprowadzenie analizy stateczności dla różnych od prostoliniowej powierzchni poślizgu. Opracowana ona została na podstawie wyników badań Szwedzkiej Komisji Geotechnicznej, której prace prowadzone były w latach 1916-1925. Metoda ta wykorzystuje podział potencjalnej bryły osuwiskowej na bloki (paski) pionowe. Z powyższych względów metoda ta znana jest również pod nazwą metody Pettersona-Felleniusa lub metody szwedzkiej.W metodzie Felleniusa przyjęto następujące założenia:

• powierzchnia poślizgu ma kształt walca cylindrycznego,

• siły oddziaływania pomiędzy blokami są równoległe do podstawy bloku i nie wpływają na wartość reakcji normalnej do podstawy bloku oraz wartość sił oporu ścinania,

• wskaźnik stateczności definiowany jest jako stosunek momentów sił biernych (utrzymujących równowagę) i sił czynnych (zsuwających).

• Ze względu na przyjęte założenia (nie uwzględnianie sił pomiędzy blokami) metoda Felleniusa daje z reguły wyniki niższe niż inne metody analizy stateczności. W porównaniu z metodą Bishopa różnice te wynoszą od 5 do 20%, a niekiedy nawet do 60%. Zaniżone wartości wskaźników stateczności stawiają tą metodę w grupie metod bezpiecznych a nawet asekuracyjnych. Pomimo tego metoda ta jest często stosowana w praktyce, szczególnie wówczas, gdy sposób określania parametrów wytrzymałościowych ośrodka jest niezbyt dokładny. Dużą zaletą metody Felleniusa jest jej prostota. Jawna postać wzorów powoduje, że jej praktyczne wykorzystanie nie wymaga stosowania drogich programów obliczeniowych i komputerów.

Przyczyny powstawania osuwisk

Utrata stateczności skarp i zboczy, będąca przyczyną osuwania się mas ziemnych, następuje w wyniku przekroczenia wytrzymałości gruntu na ścinanie wzdłuż dowolnej (ale ciągłej) powierzchni zwanej powierzchnią poślizgu.

Jedną z charakterystycznych cech osuwania się zboczy i skarp jest to, że zasadniczymi siłami, które je wywołują są:

- siły grawitacyjne pochodzące od ciężaru gruntu i ewentualnej zabudowy,

- siły hydrodynamiczne wywołane przepływem wody przez grunt.

- upad warstw gruntów lub kierunek spękań skał jest zgodny z kierunkiem nachylenia zbocza naturalnego lub sztucznego (wykop),

- podmycie lub podkopanie zbocza,

- obciążenie zbocza lub terenu nad nim przez budowle i składy materiałów,

- wypełnienie wodą szczelin lub spękań ponad zboczem,

- wypór wody i ciśnienie spływowe w masie gruntowej zbocza powstające na skutek nagłego obniżenia poziomu wody powierzchniowej (np. zapory i obwałowania ziemne),

- napór wody od dołu na górne warstwy mało przepuszczalne powodujące zmniejszenie sił oporu na ścinanie,

- nasiąknięcie gruntu na skutek opadów deszczu lub tajania śniegu, co powoduje pęcznienie gruntu, a tym samym zmniejszenie wytrzymałości na ścinanie gruntu,

- wietrzenie i rozluźnienie skał i gruntów, a więc niszczenie ich struktury,

- pofałdowanie terenu przez lodowce lub ruchy tektoniczne,

- istnienie wygładzonych powierzchni poślizgu na terenach starych osuwisk (np. w iłach i iłołupkach),

- wstrząsy wywołane np. lawiną, wybuchami, trzęsieniem ziemi, ruchem drogowym,

- sufozja, tzn. wymywanie z masy gruntu drobniejszych ziarn lub cząstek przez infiltrującą wodę powodujące powstawanie kawern, a następnie ruchy mas skalnych lub gruntowych,

- przemarzanie i odmarzanie gruntu powodujące zmianę jego struktury i wytrzymałości na ścinanie,

- wypieranie gruntu (np. po odsłonięciu w wykopie gruntów plastycznych może nastąpić ich wciśnięcie przez nacisk nadkładu poza wykopem i spowodować osuwisko skarpy),

- niewłaściwe zaprojektowanie nadkładu, nachylenia skarp wykopu lub nasypu.

Oczywiście, równocześnie może występować więcej niż jedna przyczyna.

Przyczyny osuwisk komunikacyjnych:

• zbyt strome pochylenie skarp,

- zbyt duże podcięcie zboczy,

- zastosowanie niewłaściwych materiałów (gruntów) do budowy nasypów,

- niewłaściwe (zbyt małe) zagęszczenie nasypów,

- nieodpowiednia technologia wykonywania robót,

• niewłaściwe odwodnienie.

Klasyfikacja osuwisk

Ze względu na aktywność:

- aktywne (kolejne przemieszczenia gruntu są rejestrowane w skali jednego roku),

- mało aktywne (uaktywniają się co kilka lat),

- nieaktywne (formy zamarłe lub ustabilizowane sztucznie).

Ze względu na wielkość osuwiska dzieli się na:

- duże (powierzchnia powyżej 3000 m²),

- średnie (powierzchnia 1000÷3000 m²),

- małe (powierzchnia mniejsza od 1000 m²).

Na zboczach i skarpach występować mogą następujące rodzaje ruchu (przemieszczeń) mas gruntu:

• spełzywanie,

• spływy,

• obrywy,

• zsuwy.

Spływy to szybkie i krótkotrwałe, zazwyczaj płytkie, przemieszczenia gruntów spoistych lub sypkich ze zbocza. Występują one na skutek przesycenia gruntu wodą z wyraźną jej akumulacją u podnóża zbocza lub skarpy.

Spełzywaniem nazywa się bardzo powolny ruch mas gruntowych bez wyraźnej powierzchni poślizgu. Często nie występują wyraźne formy morfologiczne. Spełzywanie występuje zazwyczaj na zboczach i skarpach o łagodnym nachyleniu.

Obrywy to gwałtowne przemieszczanie okruchów i głazów gruntu powstające wskutek erozji. Występują one na stromych odsłonięciach skalnych.

Zsuwem nazywamy przemieszczenia mas gruntowych wzdłuż powierzchni poślizgu. Głębokość oraz prędkość przemieszczania gruntu może być bardzo zróżnicowana.

Sposoby profilaktyki osuwiskowej

Przeciwdziałanie procesom osuwiskowym obejmuje:

1. Działania bezpośrednie, podejmowane natychmiast po stwierdzeniu wystąpienia procesu osuwiskowego,

2. Zabezpieczenia doraźne (tymczasowe),

3. Zabezpieczenia ostateczne.

Działania bezpośrednie:

Bezpośrednio po wystąpieniu osuwiska konieczne jest podjęcie niezwłocznych działań, których celem jest minimalizacja zniszczeń i zagrożeń. W zakres tych działań wchodzą między innymi:

- oznakowanie osuwiska,

- ograniczenie ruchu i prędkości pojazdów,

- odprowadzenie wód poza obszar objęty osuwiskiem,

- wypełnienie szczelin materiałem nieprzepuszczalnym,

- usunięcie gruntu nasuniętego na jezdnię lub torowisko.

Zabezpieczenia doraźne:

Jako zabezpieczenie doraźne mogą być stosowane:

• przypory,

• gabiony,

• gwoździowanie,

geosiatki i kołki kotwiące

Niezależnie od przyjętego rozwiązania zabezpieczenia konstrukcyjnego osuwisk powinno się stosować uzupełniająco stabilizację powierzchniową skarp i zboczy. Ma ona na celu zapobieżenie jej erozji, która mogłaby wystąpić wskutek działania czynników atmosferycznych. Jako stabilizację powierzchniową można stosować między innymi:

- zabudowę biologiczną obejmującą:

- klasyczny obsiew trawą,

- hydroobsiew właściwie dobranych składem roślin (np. perzem),

- posadzenie specjalnie dobranych roślin (np. krzewów o mocnym systemie

korzeniowym);

- utrwalenie powierzchni matami i siatkami z geotekstyliów;

- utrwalenie powierzchni środkami stabilizującymi;

- ażurowe płyty betonowe wypełnione gruntem (przy intensywnej erozji).

---