GÓROTWÓR zewn. w-wa skorupy ziemskiej ,domena działaln. górn. Opisując fiz. str. górotw. należy określić z jakich elem. strukt. jest zbudow.

ELEMENTY STRUKTURALNE atom najmn. element materii. Atomy o tych samych wł. chem. to pierwiastek O₂44%,Si27%,Al8%,Fe5%,Ca,Na2,8%,Mg,K 2% minerał-określ. zw. chem. stanowiący składniki. skorupy ziemskiej(również pierwiastki)Jest ich 3000ale wystepuje z ktorychod 40-do50 to główne skaładniki skał . Pojęcie minerał ogr. się do subst. spełn. war.: 1) powst samorzutnie w skorupie 2.) ma określ. skł. chem. 3.)wykazuje ściśle określ. kryst. strukt. wew. Strukt. kryst. porządek rozmieszcz. cząst. materii. Ciałach st.- poszcz. atomy rozmieszcz. w określ uporządk. ukł. powtarzającym się we wszystkich kier. Podstawowe jednostki to komórkami elementarne. skała zbiór kom. elem. równolegle do siebie ułożonych i ściśle wypełn. przestrz. stanowi sieć przestrz.. Naturalne, luźne lub lite zesp. mineraów. powst. w wyniku proc. geolog. złoże sk. nagromadz. kopaliny użytecznej Ze względu na kształt: pokłady, żyły gniazda, soczewy., na genezę, egzogeniczne, endogeniczne, metafmorficzne oraz syngenetyczny. (równacz.), epigenetgenetyczny. (potem) masyw sk. zesp. różnych złóż sk., o określonym obsz. górotw. o obj. kilkuset do kilkudziesięciu tys. m³, w którym to obszarze zachodzą zjawiska fiz. związane z działalnoscia. Górnicza lub budowlana. Złoża mogą zalegać w sposób pierwotny lub ze zmianami związanymi z proc. tekt.(w większ. uległy reform. ciągłym lub nieciągłym). próbka sk. el. strukt. wytw. w sposób sztuczny. i dlatego subiektywny. Losowy rozkł. wł. jest przyczyną tzw. efektu skali. Czynnik skali w zagadnieniah. badawczych określa stos. wym.badanego elem. do wym. elem. niższego i wyższ. rzędu

ELEMENTY I CECHY STRUKTURALNE GÓROTWORU

Skala analizy	Elementy struktury		Cechy strukturalne
		nazwa	Rozm	Ciągłość	Jednorod.	izotropia
Ultramikrosk.	Jądro atomu	10^-10m	Nieciągły	-	-
Mikroskop.	Ziarno miner.	10^-6-10^-1	Ciągle def. sieci kryst.	Stat. jednor.	Anizotrop.
Mezoskop.	Próbka skalna	10^-2-10^-1	Ciągła, mikrospęk. i mikro szczeliny	niejednorodna	izotropowa
				10^-1-10^1	ciągła, spękania szczeliny i pory	statycznie jednorodna	quasi izotropowa
Mikroskop.	złoże skalne	10^-1-10^2	ciągła makrospęk. i makroszczeliny	statycznie jednorodna	anizotropowe
Megaskop.	masyw skalny	10^2- 10^4	ciągła megaspęk. I megaszczeliny, kawerny	niejednorodny	anizotropowy

CECHY STRUKTURALNE GÓROTWORU : Struktura -te wł. skały które są uwarunkowane rozm., kształtem i charakt. pow. ziaren miner. oraz stopniem wykrystaliz. w nich poszczególnych składnikow. miner. Ciągłość- środowisko. materialne jest ciągłe jeśli dla 2-ch bliskich jego punktów, różnice własności fiz. są dowolnie małe. Jednorodność- ciało mat. jest jednor. jeżeli wł. są w każdym punkcie takie same. (statycznie jednor. jeżeli jego każda podst. obj. posiada jednakowe wł. fiz.). Izotropia- ciało jest izotr. jeżeli wł. fiz.. są jednakowe we wszystkich kier.. Wsploczynnik. anizotr. jest to stos. największej wart.do najmniejszej. Rozróżniamy anizotropie. syngenetyczna. (związ. z war. powst. złóż) i epigenetyczna.

CECHY TEKSTURALNE GÓROTWORU Tekstura wł. skały uwar. sposobem przestrzenn. rozmieszcz. ziarn i stopniem wypełn. przestrzeni zajmowanej przez skałę. Łupność- zdolność skał do pękania wzdłuż określ. płaszczyzn, w których wyst. osłabienie spójności między ziarnami.( związ. z kurczeniem się magmy przy stygnięciu lub poślizgu wywołanego ruchami tekton. Uwarstwienie- związane jest z kolejnością powstawania nakładających się utworów skalnych o różnym skł. chem. i miner., różnej ziarnistości i różnej orientacji ziaren. Płaszczyzny oddzielające poszcz. w-wy są również płaszczyznami osłabionej spójności skał .Porowatość- jest wynikiem wyst. w skałach pustek i szczelin oraz kanalików i wolnych przestrz. pomiędzy ziarnami mineralnymi pomimo ich scementowania. Porowatość może być otwarta i zamknięta. Porowatość ogólna to objętość porów do objętości skały porowatosc efektywna to obj. porów otwartych do objętości skały. Skały magmowe mają małą porowatość. Szczelinowatość- jest wynikiem procesów tektonicznych i fiz- chem. Pod pojęciem szczelinowatości rozumie się wyst. nieciągłości o zasięgu przekraczającym wymiary ziaren miner. Szczeliny są ogr. 2-ma płaszczyznami- rozwartość. Jeżeli rozwartość jest równa zeru to jest to pęknięcie. Mamy skały szczelinowate i spękane. Wyróżniamy szczeliny pierwotne (w skałach o nienaruszonej strukt.) i wtórne (związane z działalnością górniczą, najwięcej w stropie)

Skały jako ośrodki 3- fazowe Cieczą zawartą w określonych ilościach w każdej prawie skale jest woda. Ze względu na rodzaj więzi łączącej cząstki wody z faza. stałą wyróżnia się w skałach: Woda chemicznie związana jest częścią sieci krystalicznej ziaren mineralnych, gdzie cząsteczki wody występują razem z innymi molekułami i jonami Usuniecie tej wody prowadzi do rozkładu danego materiału i do przekształcenia go w inny odrębny związek chemiczny. Woda fizycznie związana przylega ściśle do powierzchni ziaren mineralnych, przytrzymywana międzycząsteczkowymi siłami przyciągania. Otacza ona ziarna cienką błonką, zwana jest więc wodą błonkową Woda swobodna — wypełnia wolne przestrzenie porów i szczelin w skale. Na wodę swobodną składa się tzw. .woda kapilarna,— mogąca utrzymywać się w stosunkowo niedużych porach pod działaniem sil kapilarnych oraz woda grawitacyjna wypełniająca duże pory, szczeliny lub kawerny w skalach, a mogąca się przemieszczać pod działaniem przyłożonego ciśnienia. Przestrzenie porów i szczelin w skalach mogą być wypełnione częściowo lub całkowicie gazami Np.: powietrzem, parą wodna, dwutlenkiem węgla, metanem. Gazy te mogą znajdować się pod różnym cienieniem Gazy w skalach mogą występować w trzech postaciach: gazu absorbowanego, tzn. pochłoniętego przez substancje skały; gazu adsorbowanego na powierzchni ścianek porów gazu wolnego, wypełniającego szczeliny i pory w skalach. PODZIAŁ I CHARAKTERYSTYKA SKAŁ ze wzgl. na war postawania:1) magmowe w wyniku stygniecia magmy(głębinowe, wylewne, żyłowe). 2) osadowe(okruchowe, chemiczne, organiczne)-z sedymentacji produktów mechanicznego i chemicznego wietrzenia dawnych skał magmowych i przeobrażonych 3) metamorficzne- w wyniku przemiany skał magmowych lub osadowych przez działanie wys. temp., cieśn.., oraz chem. działanie gorącej wody lub gazów (rekrystalizacja skał pierwotnych )

Klasyfikacja własności fizycznych skał Własności fizyczne- cechy związane z jej budowa, pozwalają na odróżnienie lub porównanie danej skały z innymi, stwarzają możliwości przewidywania przebiegów i skutków interesujących nas procesów fizycznych; pojawiają się przy oddziaływaniu na skałą określonych pól fizycznych lub ciał. Liczbowo każda własność fizyczna skały określona jest jednym lub kilkoma parametrami (wskaźnikami) będącymi ilościowymi miarami własności. Fizyczne własności skal na ogól dzielimy ze względu na rodzaj wywołujących je pól zewnętrznych(pola zewnętrzne rodzaj energii lub materii, pod działaniem której w danej chwili znajduje się skala). Uwzględniając powyższe wyróżniamy pole mechaniczne (ciśnienie) i odpowiadające mu mechaniczne własności skał, pole cieplne (temperatura) i odpowiadające mu termiczne wł. skal, pole elektryczne, magnetyczne, promieniotwórcze. Prócz tego istnieją jeszcze pola materialne (substancjalne) i odpowiadające im własności hydrogazomechaniczne określające przepływ cieczy i gazów przez skały pod działaniem różnicy naporów. Ze względu na istotę fizykalną parametry dzielimy na 3 grupy:1) zaliczamy odwracalne przemiany ilości energii lub materii wewnątrz skały(moduł sprężystości obj. K ,dielektryczna przenikalność wł.,wzgledna poj. cieplna Cw, wilgotność W. 2) parametry określające nieodwr. przemiany danego rodzaju energii w skalach w inny rodzaj energii, a prowadzące do istotnej zmiany stanu skały. ( wsp. plastyczności Jp, wytrz. na ściskanie Rc i rozciąganie Rr, wsp. cieplnej rozsz. liniowej β i objętościowej ω itd. 3) parametry opisujące procesy przekazywania energii, a także przepływu cieczy i gazu w skalach( wsp. przew. cieplnego, i wsp. filtracji kf,). W praktyce laboratoryjnej wystarczająca dla pełnej charakterystyki skały, jako ciała fizykalnego i geolog. Podst. parametry skał - gęstość, porowatość, liczba P, moduł Younga, wytrzymałość na ścisk., rozc., przew. cieplne, cieplna pojemność rozszerzalność cieplna, elektryczny opór, przenikalność elektr., przenikalność magnetyczna).

Podzial gruntow budowlanych(powierzchnia, część skorupy ziemskiej współpracującą z obiektem budowl. lub stanowiącą jego element, względnie tworzywo do wykonania z niego budowli ziemnych. Ze wzgl. na pochodzenie grunty dzielimy na: Grunty antropogeniczne to grunty nasypowe utworzone z produktow. gosp. lub przemysłowej działaln. człowieka(odpadow. komunalne, pyły dymnicowe, odpady poflotacyjne, itp.). Gr. naturalne szkielet powstał w wyniku proc. geolog., które ze wzgl. na pochodz. dzieli się na: Grunty rodzime powstały w miejscu zalegania w wyniku proc. geolog. takich jak wietrzenie, sedymentacja, metamorfizm, itp. Gr. nasypowe powstały w wyniku działaln. człow. z gruntu naturalnego lub antropogenicznego(wysypiska, zwałowiska, budowle ziemne, nasypa budowl. Ze wzgl. na zaw. subst. organ. grunty dzieli się na Gr. mineralne- grunty rodzime zaw. < niż 2 % subst. org. i gr. organiczne- zaw. części org.>niż 2 %. Ze wzgl. na odkszt. podłoża, czyli wytrz. grunty miner. i organ. dzieli się na

Grunty skaliste mineralne (miękki Rc<5, twardy Rc>5MPa) to grunty lite lub spękane o nie przesuniętych blokach(najmn. wymiar bloku > 10 cm), których próbki nie wykazują zmian obj., ani nie rozpadają się pod działaniem wody, a ich wytrz. Rc > 0,2 MPa.( spękanie: skała lita, mało, średnio, bardzo spękana) Grunty nie skaliste to takie, które nie spełniają war. gruntu skalistego (grunt rozdrobniony, bez silnych wiązań krystal.), a zaw. w nich części organicznych ≤ 2 % Biorąc pod uwagę uziarnienie gruntów rodzimych nie skalistych mineralnych wyróżnia się: grunty kamieniste o zawartości ziaren o średnica.> od 40 mm stanowiącej >50 % {dso > 40 mm); grunty gruboziarniste o zaw. ziaren o śr. < od 40 mm stanowiącej > niż 50 % oraz o zawartości ziaren o śr >od 2 mm stanowiącej >niż 90 % grunty drobnoziarniste o zawartości ziaren o śr. < od 2 mm stanowiącej > niż 90 % Frakcja gruntu to zbiór ziaren lub cząstek gruntu o średnice. zastępczych, zawartych w określonym przedziale. Średnica zastępcza dz dla ziaren jest to śr. oczka sita, przez które ziarno już nie przechodzi, zaś dla cząstek jest to śr. kulki o identycznej gęst. właściwej, co dana cząstka opadająca w wodzie z taka. sama. prędk. jak dana cząstka gruntu( frakcje- np. kamienista, pyłowa, piaskowa ,iłowa, żwirowa) SKAŁY A GR. BUDOWL.: ze wzgl. na rodzaj więzów miedzy ziarn. wyróżnia się 3 grupy skał :1) sk. okruchowe- mieszanina minerałów, lub ziaren jednego minerału bez żadnych wzajemnych więzi przeciwdział. rozdzielaniu się ziaren(piasek, żwir) 2) spoiste- ziarna mineralne posiadają otoczki wodnokoloidalne spajające ziarna w jedna całość (iły, lessy) 3)sk. zwięzłe( mocne, lite)- istnieją w nich trwałe, sztywne, lub sprężyste więzi miedzy poszcz. ziarnami (granit, gnejs, piaskowce, wapień) Dwie pierwsze grupy skał to grunty. Skały zwięzłe i grunty z techn. p-ktu widzenia to 2 różne materiały

Kryteria podziału gruntów budowlanych: klasyfikacja gruntów budowl. wg normy PN-86/B-02480 oparta na kryteriach podział na uwzględniających: pochodzenie; uziarnienie; zaw. części org.; sposób formowania; wskaźnik osiadania zapadowego Analiza granulometryczna- w celu wyznaczenia procentowej zaw. występujących w gruncie frakcji. Pozwala to w końcowym efekcie na wykreślenie krzywej uziarnienia oraz ustalenie rodzaju i nazwy badanego gruntu. Skład granulometryczny gruntu dla celów budowlanych najczęściej określa się met. sitową — gdy ziarna w gruncie mają wymiary ponad 0,063 mm i met. areometryczną— gdy cząstki gruntu maja wymiary mniejsze od 0,063 mm") W przypadku, gdy grunt składa się z ziaren o wymiarach d > 0,063 mm, jak i cząstek o wymiarach d < 0,063 mm stosuje się kombinacje obydwu metod( Met. sitowa wskaźniki różnoziarnistości U=d60/d10; krzywizny uziarnienia C=d²₃₀/d₁₀*d₆₀ W zależności od wskaźnika różnoziarnistości wyróżniamy grunty: równoziarniste 1 < U<. 5; różnoziarniste 5 < U < 15; bardzo różnoziarniste U> 15. Za pomocą. analizy sitowej określa się skład granulometryczny gruntów sypkich (kamienistych, gruboziarnistych, drobnoziarnistych niespoistych z wyjątkiem piasku pylastego) i określa ich nazwę Metody sedymentacyjna - podział gruntu na frakcje w zawiesinie wodnej, są oparte na prawie Stokesa, które mówi, ze prędkość swobodnego opadania cząstek kulistych jest wprost proporcjonalna do ich średnicy i gęstości właściwej i zależy ponadto od gęstości właściwej i lepkości cieczy w której opadają cząstki oraz od przyspieszenia ziemskiego: v-prędkość opadania di—średnica zastępcza cząstki, cm. Mając obliczone J, i Z, sporządza się wykres uziarnienia Po wykreśleniu krzywej uziarnienia gruntu odczytuje się zaw. poszczególnych frakcji piaskowej, pyłowej i iłowej. Mając te dane i posługując się trójkątem Fereta określa się nazwę gruntu. Sposób formowania gruntów Grunty budowlane powstałe w wyniku działalności człowieka to grunty nasypowe. W zależności od sposobu ich formowania (pochodzenia) nasypy dzieli się na: nasypy budowlane —powstałe w wyniku kontrolowanego procesu technologicznego (budowie ziemne); nasypy nie budowlane — formowane w sposób przypadkowy, Np. wysypiska, zwałowiska. Wskaźnik osiadania zapadowego Grunty o strukturze nietrwałej ulegającej zmianie pod wpływem zawilgocenia bez zmiany działającego obciążenia nazywa się gruntami zapadowymi Ilościowo takie grunty charakteryzowane są przez wskaźnik osiadania zapadowego i_mp=(h'-h'')/h_o h_o wysokość próbki w stanie naturalnym

Bad. makroskopowe gr. bud.- Najczęściej prowadzi się je w terenie lub jako badania wstępne w laboratorium. Podczas badan makrosk. określa się następujące cechy gruntów: rodzaj i nazwę gruntu; stan gruntu; barw wilgotność naturalna; zawartość węglanu wapnia CaC0₃. Próbki do badan makroskopowych pobiera się z każdej warstwy gruntu różniącej się rodzajem lub stanem lecz nie rzadziej niż co 1 m głębok. Wyróżnia się 3 rodz. próbek gruntów: próbki o naturalnym uziarnieniu; próbki o naturalnej wilgotności; próbki o naturalnej strukturze. zaw. CaCO₃ polany 20% HCl 1) burzy się długo i intensywnie > 5% 2) intens. i krótko <20 s - 3-5%, 3) słabo i krótko 1-3% 4) ślady lub brak r-cji <1%.Barwa gruntu o wilgotn. natur. Na ogół barwę daje się za pomocą. dwóch wyrazów. Barwa podst. 2-gi wyraz, odcienie i intensywność wyraz 1-wszy Np. grunt jasnoszaro- żółty. Wilg. nat. gruntów w czasie badan mikroskop. suchy, jeśli bryłka gruntu spoistego przy zgniataniu pęka, a po rozdrobnieniu daje suchy proszek mało wilgotny, jeśli bryłka gruntu spoistego przy zgniataniu odkształca się plast., a ręka przyłożona do gruntu nie staje się wilgotna; wilgotny, gdy ręka przyłożona do gruntu staje się wilgotna; mokry ,jeżeli przy ściskaniu gruntu w dłoni, grunt odsącza wodę nawodniony, jeżeli grunt odsącza wodę grawitacyjnie

Rodzaje gruntu Ozn. gruntów skalistych i ich podział dokonuje się makroskopowo przez oględziny i proste próby wytrz. jak: uderzenie młotkiem, rysowanie, ścieranie W gruntach kamienistych dokonuje się wydzieleń przez pomiar najw. ziaren i orientacyjne określ. ich stos. do ziaren pozost. gruntu i stwierdzenie ich stopnia obtoczenia: . wyróżnia się ziarna ostro krawędziste, kanciaste, słabo obtoczone, obtoczone i dobrze obtoczone. Przy oznaczaniu nazwy gruntów gruboziarn. i drobnoziarn. należy wstępnie oddzielić grunty spoiste od niespoistych. Grunty spoiste- grunty, które po wyschnięciu tworzą. zwarte bryty. Gr. niespoiste- po wyschnięciu nie tworzą brył czy grudek lecz są, sypkie Określlenie, czy grunt jest spoisty czy niespoisty(próbka wilgotna)- formować w dłoni kulkę o śr. 7-8 mm. Jeśli kulka da się uformować- grunt zalicza się do spoistych, jak nie to do sypkich. Mając określ. spoistość gruntu ustala się w sposób szacunkowy zawartość w gruncie frakcji piaskowej i kwalifikujemy grunt do jednej grup: grunty piaszczyste (fp>50%, f_П<30%); gr. pośrednie (fp>30%, f_П >30%); gr. pylaste (fp<50%, f_П >50%). Przy. wątpliwościach sprawdzamy próbą rozmakania(0,5-5min-małospoisty,5-60-średniospoisty,1-24h-zwięzłospoisty,>24h bardzosp.) Grunty niespoiste określa się na podst. wzrokowej oceny wielk. ziaren i ich % zaw. w poszczeg. frakcjach. ( za pomocą lupy z podziałką mikrometr.) przy bad. mikroskop. określenie rodz. gruntu uzupełnia się opisem przewarstwień, domieszek zanieczyszczeń, a przede wszystkim -jeśli jest znana geneza gruntu stan gruntów spoistych określa się na podst. liczby wykonanych wałeczkowań.(formowanie z gruntu kuleczki o śr. 7 mm, z której wykonuje się wałeczek o śr. 3 mm). Przy gruntach małospoistych często już 1-wszy wałeczek rozsypuje się, co uniemożliwia określenie jego stanu. Przyjmuje się, ze grunty wyst. w stanie: zwartym, jeśli nie można uformować kulki(zbyt twardy); półzwartym, jeśli z gruntu można uformować kulkę, a wałeczek pęka podczas pierwszego wałeczkowania (małe zawilgocenie); płynnym, jeśli grunt oblepia dłonie.

Strukturalne wŁasnosci skał i gruntow Dla oceny stopnia niejednorodności skał i umożliwienia rozróżnienia skal pod względem ich wewnętrznej budowy wprowadza się szereg pojęć ułatwiających to zadanie. W praktyce geotechnicznej przy wyznaczaniu naprężeń w górotworze posługujemy się najczęściej ciężarem objętościowym i ciężarem właściwym.. Gęstość skał rzeczywistych w ogólnym przypadku jest określana przez stosunek sumy masy fazy stałej m₁, ciekłej m₂ i gazowej m₃ do sumy objętości tych faz ρr = (m1+m2+m3) / (V1+V2+V3). Gęstość obj.— stosunek masy próbki skalnej m do jej objętości V. ρ=m/V. Gęstość właściwa —jest to stosunek masy cząstek stałych próbki skalnej m1 do ich objętości V1. po=m1/V1. Ciężar obj.- jest to stosunek ciężaru fazy stałej G wraz z zawartymi w niej porami do jej obj. V γ = G/V [N/m3]. Ciężar właściwy- stosunek ciężaru fazy stałej w stanie sproszkowanym i wysuszonym G do jej objętości V γ₁ = G₁/V₁ Między cięż. obj. a gęstością obj. istnieje zależność: γ = ρ*g, γ— ciężar obj. N/m³; ρ- gęstość obj., kg/m³; g— przysp. ziemskie, m/s². Miedzy ciężarem właściwym a gęstością właściwa γo = ρo * g yo- ciężar wł., ρo - gęst. wł. Gęstość obj. szkieletu grunt. p_d —jest to stosunek masy ziaren i cząstek stałych szkieletu gruntowego do objętości całej próbki (przed wysuszeniem): ρ_d=m₁/V. W przypadku gdy znana jest wartość wilgotności, czyli procentowy stosunek wody m₂ zawartej w porach do masy szkieletu gruntowego m₁ W=(m₂/m₁)*100 ; ρ_d=(ρ/100+W)*100 Ciężar obj. szkieletu gruntowego- stosunek ciężaru wysuszonej próbki G_s do jej objętości przed wysuszeniem V γ = Gs / V. Porowatość P —jest to stosunek obj. porów w próbce skały Vp do objętości całej próbki V: P = Vp / V *100% Wskaźnik porowatości e- jest to stosunek objętości porów Vp do obj. materiału skalnego zawartego w próbce V_s : e = V_p / V_s. Wsp. szczelności k_s —jest to stosunek ciężaru objętościowego γ do ciężaru właściwego γo ks = γ / γo. Wsp. rozluzowania kr—stosunek obj. rozluzowanej skały V do jej obj. w stanie nienaruszonym (w masywie) V.: kr = Vr / V. Gęstość nasypowa ρ_n —stosunek gęstości obj. ρ skały w ma­sywie do wsp. rozluzowania: ρn = ρ/ kr. Stopień zagęszczenia J_d —jest to stosunek zagęszczenia istniejącego w naturze do największego możliwego zagęszczenia danego gruntu. Jd = (e_max-e) / (e_max-e_min) gdzie: e_max— wskaźnik porowatości maksymalnej, którą otrzymuje się przez najbardziej luźne usypanie piasku; emin— wskaźnik porowatości minimalnej, przy możliwie największym zagęszczeniu piasku uzyskanym przez wibracją, e—wskaźnik porowatości naturalnej, W zależności od stopnia zagęszczenia wyróżniamy tzw. stany gruntów sypkich: Jd <0,33— grunt luźny; 0,33 < Jd < 0,67— grunt średnio. zagęszczony; 0,67 < Jd <1,00— grunt jest zagęszczony

Hydrogazomechaniczne wł skał i gruntów -charakt. zdolność skal do przepuszczania, pochłaniania i zatrzymywania cieczy i gazów oraz zmiany swego stanu mech. podczas oddziaływ. cieczami, gazami. Wilg. skały- W=(M_w/M_d)*100% Wilg. naturalna Wn- natur. zaw. wody w skale, niezależnie ilości jaką może skała wchłonąć. Wilg. całkowita-najw. wzgl. ilość wody, gdy pory skały są, całkowicie wypełn. wodą.: W_sr = (e*γ_w) / γ_s; gdzie: e— wsk. porow.; γs- ciężar wł. szk. skaln. , kN/m³; γw- wody kN/m³; Stopień wilgotn. Sr—stos. obj. wody w porach Vw, do ich obj. całkow. Vp: Sr = (Wn*γs)/(100*e*γw) Stany zawilgocenia gruntów sypkich: Sr=0-grunt suchy, 0,0<Sr<0,4- małowilg., 0,4<Sr<0,8— wilgotny; 0,8<Sr<1,0— mokry. Konsystencje gruntów spoistych: płynną-grunt zachow. się jak ciecz i nie ma prawie żadnej wytrz. na ścinanie plastyczną-gr. poddany naciskowi odkszt. się, nie ulega spękaniom i zachowuje nadany kształt zwartą —odkształca się przy dużych naciskach, a odkształceniom towarzyszą spiekania. Granica płynności w_l, wilg.[%] jaką ma masa gruntowa umieszczona w miseczce aparatu Casagrande'a, gdy wykonana w niej bruzda zlewa się przy 25 uderz.. Gr. plastyczności W_p -wilg. w % jaką ma grunt gdy przy kolejnym wałeczkowaniu kulki wałeczek pęka po osiągnięciu śr 3mm Granica skurczalności W_s- wilg. w % jaką ma grunt gdy przy suszeniu bryłka przestaje zmniejszać swą obj.. Plastyczne wł. gruntów chartka.: Stopień plast. J_l=(W_n-W_p)/(W_l-W_p) gdzie: W_n — wilg. nat., %; W_p— granica plast., %; W_l— gr. płynn. %. stany gruntów spoistych: zwarty(J_l,<0), półzw.(=0), twardoplast(0-0,25)., plast. (0,25-0,5), miękkoplast.(o,5-1), płynny(>1) Wsk. plastyczności J_p J_p= W_l-W_p [%] Wsp. przepuszczalności k_prz -obj.cieczy lub gazu Q o lepkości η; przez jedn. przekroju poprz. skały S_w czas τ przy gradp równym jednostce.: k_prz = Q/(S*τ*gradp)*η m² Q — ilość cieczy lub gazu przechodzącego przez próbkę m; η— lepkość dynam. w temp. doświadczenia, Pa-s; grad p — spadek cieśn.. na drodze L, tzn. gradp =(p/ -po)/L, Pa/m. Fizyczny sens takiego wymiaru polega na tym, ze charakteryzuje on wielkość pow. przekr. poprz. porów i kanalików skały, przez którą odbywa się przepływ 1D=1,02*10^-12 m². Wsp. filtracji k_f- przy danej temp. określany jest stos. obj. przepływającej cieczy Q do pola przekroju próbki prostop. do kierunku przepływu S i czasu i- spadku hydraul.: k_f =Q/(S*τ*i) [m/s] i-spadek hydrauliczny W zależności od wart. wsp. filtracji, skały dzielimy na: dobrze przep.—k_f>1000m/dobe; średnio przep.-10 m/dobę <kf <1000 m/dobę; słabo przep. — 0,1 m/dobę < k_f< 10 m/dobę; -nieprzep.—k_f< 0,1 m/dobę. Związek miedzy wsp. filtr. i wsp. przep. wyrażony jest nast. zależnością; gdzie: k_prz — wsp. przep., m2; γ_o— ciężar wł. cieczyN/m³; η — lepkość dynam. cieczy (gazu), Pa*s. Wsp. pęcznienia P_v = (V_k - V_o) / V_o *100% lub P_h = (h_k - h_o) / ho *100%

Mechaniczne wlasnosci skał Mechaniczne własności skał charakteryzują zachowanie się skał pod wpływem oddziaływania mechanicznych obciążeń. W zależności od typu, kierunku, wartości i czasu działania obciążenia powstają różnorodne związki między naprężeniami i odkształceniami w skałach. Na podstawie charakteru tych związków wyróżniamy: -własności sprężyste skał- charakteryzujące zależność między naprężeniami i odkształceniami sprężystymi; -własności wytrzymałościowe- charakteryzujące zależność miedzy naprężeniami i odkształceniami niszczącymi (nieodwracalnymi); własności plastyczne skał — charakt. zależność miedzy naprężeniami i odkształceniami nieodwracalnymi zachodzącymi bez naruszenia ciągłości skały; -własności reologiczne skał— charakt. zmianę podanych wyżej własności przy długotrwałym oddziaływaniu obciążeń. sprężyste własności wł. sprężyste skał ilościowo określone są modułami sprężystości czyli wsp. proporcjonalności między określonymi naprężeniami i odpowiadającymi im odkształceniami sprężystymi. Wyróżniamy następujące moduły sprężystości: -moduł sprężystości podłużnej, E -liczby Poissona, v -moduł spr. i postaciowej, G; -moduł spr. obj., K; -moduł jednostronnego ściskania, M.

Moduł sprężystości podłużnej (moduł Younga) E — jest to wsp. proporcjonaln. miedzy wielkością. naprężeń normalnych (ścisk. lub rozc.) a odkszt. względnym e występującym wzdłuż osi próbki σ = E *ε : Nie ma wart. stałej, wartość zmienia się w zależności od obciążenia Liczba Poissona v -jest to współ. proporcjonalności między względnymi odkształceniami poprzecznymi, oraz względnym o odkształceniami wzdłużnymi: Δd / d = ν*(Δl/l); (0≤ν≤0,5 praktycznie od 02,-0,4) zmienia się w zależności od gł. zalegania skał ,czyli od ciśnienia pionowego od skał nadległych. Moduł sprężystości postaciowej moduł Kirchhoffa G — jest to wsp. prop. między wielkością naprężeń stycznych τ (ścinających) i odpowiadającym im odkształceniom postaciowym γ charakteryzującym zmianę kształtu ciała: τ =G*γ. Moduł spr. objętościowej K—jest to współczynnik proporcjonalności miedzy naprężeniami ściskającymi σ i względna. zmiana. objętości ΔV/V. σ=K*(ΔV/V). Moduł jednostronnego ściskania M- edometryczny mod. ściśliwości wsp. miedzy napr. wzdłużnymi i odpow. im odkształceniom właściwym (podczas ścisk. w nieodkszt. cylindrze)σ= M*(Δl/l)

mechaniczne właściwości ośrodka skalnego odkształcenie ośr. grunt. polega na zmniejszeniu objętości próbki w wyniku ściskanie i wyciskania wody ,gazów, przemieszczania się ziaren i cząstek skały wzgl. siebie oraz na sprężystym odkształceniu samych cząstek i wody błonkowej charakterystyczne parametry to: Ściśliwość gruntów jest to zdolność gruntu do zmniejszania swej objętości pod wpływem obciążenia. Miara. ściśliwości są moduły ściśliwości. Edometryczny moduł ściśliwości pierwotnej Mo-jest to stosunek przyrostu efektywnego naprężenia normalnego Δσ do przyrostu całkowitego odkształcenia względnego Δε mierzonego w kierunku działania siły obciążającej w jednoosiowym stanie odkształceń w warunkach umownej konsolidacji gruntu: M_o = Δσ / Δε, Δσ - przyrost naprężenia normalnego próbki N/m²; Δε- odkształcenie względne próbki; Edometryczny moduł ściśliwości wtórnej M — jest to stosunek przyrostu efektywnego naprężenia normalnego Δσ do przyrostu sprężystego (odwracalnego) odkształcenia względnego ε mierzonego w kierunku działania siły obciążającej w jednoosiowym stanie odkształceń Edometr. moduł odprężenia M stosunek zmniejszenia efektywnego naprężenia normalnego Δσ do jednostkowego przyrostu wysokości próbki. Moduł ten odczytuje się z tej części krzywej ściśliwości, która odpowiada odciążeniu próbki. Aby sporządzić wykres e = f(a) należy przeliczyć wysokość próbki hi na wskaźnik porowatości wg wzoru: e_i = e_o-(h_o-h_i)/h_o*(1+e_o) Gdzie: e_i -— wskaźnik porowatości gruntu przy wysokości próbki h_i pod obciążeniem σ e_o — wskaźnik porowatości gruntu przed obciążaniem; h_o — początkowa wysokość próbki, mm; h_i - wysokość próbki skonsolidowanej pod obciążeniem σ [mm].

Wytrzymałościowe własności skał - określane są doraźnymi wytrzym. skał występującymi przy określonych naprężeniach. Wyróżniamy doraźną wytrzym. skał na: ściskanie, rozciąganie, ścinanie, zginanie, itd. Wytrz. doraźna na ściskanie R_c - stos. najw.siły ściskającej F, niszczącej próbkę do pola pow. jej początk. przekroju poprzeczn.: R_c = F/S N/m² (używa się próbek skalnych o kształtach sześcianu lub walców o określonej smukłości h/d=1, d =40-50 mm Wytrz. doraźna na ścinanie R_t — stos. najw. siły F do pola pow. ścięcia S. R_t= F/S [kN/m²]. Na ogół wytrz. na ścinanie przedstawiona jest za pomocą dwóch parametrów spójności i kąta tarcia wewnętrznego (τ= c+ σ tgφ). Wytrz. doraźna na zginanie R_g krytyczna wielkość naprężenie przy której próbka skalna w postaci beleczki podpartej na końcach i obciążonej siłą skupioną w śr. długości, określona jest zależnością: Rg= M_g/W_x=(3Pl/2bh²)[kN/M²] Wytrz. doraźna na rozciąganie R_r -stosunek najw, siły rozciągającej F, przy której próbka ulega zniszczeniu do pola powierzchni jej początkowego przekroju poprzecznego: Rr =F/S N/m². Pomiędzy powyższymi wytrzymałościami Zach relacje: Rc> Rt> Rg> Rr; Rr=1/20÷1/60Rc ; Rg= Rt=1/5÷1/15Rc Wytrzymałość gruntów na scinanie- opór jaki stawia grunt naprężeniom ścinającym, po pokonaniu którego następuje poślizg pewnej części ośrodka. Dla skał spoistych, sypkich zawilgoc. wytrz. na ścinanie, tarcie wewn. i spójność wiążę równ. Coulomba: τ= σ_n tgφ + c τ-napr. ścinające w płaszcz. ścinania, Pa σ_n - naprężenie normalne, Pa tg φ - współczynnik tarcia wewnętrznego; φ - kat tarcia wewn. c - spójność, Pa (suche c = 0) W gruntach sypkich siłom ścinającym przeciwdziała opór tarcia wewn., który powstaje w czasie przesuwu ziaren gruntu wzgl. siebie w płaszcz. poślizgu oraz na skutek obrotu ziaren gruntu wzgl. ziaren sąsiednich. W gruntach spoistych napręż. ścinającym przeciwdziała opór tarcia wewn., spójność rzeczywista zwana kohezją(opór stawiany siłom zewn., wywołany wzajemnym przyciąg. cząstek składowych gruntu-ścisłe przyleganiem ziaren i cząstek gruntu, częściowym zlepieniem przez cząstki koloidalne) Oznaczanie wartości φ i c w warunkach laboratoryjnych należy przeprowadzić zgodnie z przewidywanym sposobem obciążania podłoża gruntów pod projektowaną budowle Dla budowli, dla których obciążenie użytkowe wynosić będzie: - ponad 70 % obciążenia całkowitego - 30 - 70 % obc. całk. — ścinanie próbek należy wykonać po y konsolidacji ale bez odpływu wody z porów ; mniej niż 30% obc. całk.

falowe własności skał -Charakt. zdolność fal do przepuszczania, pochłaniania, i odbijania drgań sprężystych wywołanych ruchem falowym. Ze względu na częstotliwość fale sprężyste dzieli się na:— fale infradźwiękowe (poddźw.) o częstotliwości do 16 Hz; fale dźwiękowe (akust.) od 16 Hz do 20 kHz; — fale ultradźw. (naddźwięk.) 20 kHz-l GHz; fale hiperdźwiękowe (hiperakust.) >l GHz W zależności od sposobu rozch. się fal sprężystych wyróżnia się :Fala podłużna—cząstki ośrodka drgają równolegle do kierunku rozchodzenia się fali. Fala poprzeczna - cząstki ośr. drgają ┴ do kierunku rozch. się fali. Fala powierzchniowa gdy ośrodek stały zostanie ograniczony powierzchnią swobodną, wówczas wzdłuż tej pow. rozchodzi się fala, w której cząsteczki ośrodka wykonują ruch po elipsoidalnej trajektorii, a więc zarówno wzdłuż i w poprzek kierunku rozchodzenia się fali. Dwa najprostsze typy fal powierzchniowych to: fale Rayleigha— w czasie przebiegu cząsteczki ośrodka poruszają się po elipsach położonych w płaszczyźnie pionowej, równoległej do kierunku ruchu); fale Love'a, w czasie propagacji których cząsteczki drgają w płaszczyźnie poziomej, prostop. do kierunku rozchodzenia się fali. parametry rozchodzenia fal spręż.: Prędkość fal sprężystych —szybkość rozchodzenia się zmiennych (znakowo) naprężeń lub odkształceń w skałach. Prędkość rozch. się fal sprężystych w nieograniczonym, absolutnie sprężystym, izotropowym ośrodku można określić ze wzorów uzyskanych z teorii sprężystości i ruchu falowego w ośrodku ciągłym. Prędkość rozchodzenia się fali sprężystej zależy od gęstości ośrodka, modułu E oraz v i innych param. sprężystych(fala podł. V_p=√(E(1-ν)/ρ(1+ν)(1-2ν)) poprz. V_s=√(E/2ρ(1+ν)) pow. V_R=((0,87+1,12ν)/(1+ν)) *√(E/2ρ(1+ν)) V_p>V_s>V_R ; znając prędkości V_p,V_s można obliczyć stałe sprężyste ośr. V_p/V_s- funkcja liczby Poissona => ν= (V_p²-2V_s²)/2(V_p²-V_s²) mod spr podł E= ρV_p²*((1+ν)(1-2ν)/ (1+ν)), mod spr postaciowej G= E/2(1+ν), mod. spr. obj. K= E/3(1+ν) Dynamiczne moduły: spr. postaciowej G_d=ρV_s² spr. objętościowej K_d= ρ(V_p²-(4 V_s)² /3; dyn mod spr liniowej Ed= ρV_s²*3((V_p/V_s)²-4)/( V_p/V_s)²-1); wsp Poissona ν_d=(1/2)*((V_p/V_s)²-2)/( V_p/V_s)²-1) Wsp. załamania n —charakteryzuje zmianę kierunku fali sprężystej przy przejściu z jednego ośrodka do drugiego, równy stosunkowi sinusa kąta padania do sinusa kąta załamania. Wsp. tłumienia α —chartka. stopień zmniejszenia amplitudy drgań sprężystych na jednostkę długości drogi: α = ln (Ao/A) / x [m^-1] Max tłumienie fal w gazach> cieczach>ciałach stałych. Ośrodek skalny będąc mało sprężystym, niejednorodnym, porowatym tłumi fale silniej niż ciecz. Odbicie k₀=((z₁-z₂)/(z₁+z₂))²(z₁-opor.fal ośr. od którego się odbija z_2-oporność fal. ośr. w którym rozch. się fala odb. i padająca) wsp. anizotropii: k=V_pII/V_p┴

Termiczne własności skał -procesy. fiz. związane z przewodzeniem i pochłanianiem ciepła oraz jego oddz. na ośr. skalny. Przepływ energii cieplnej w ośr. skalnym odbywa się na drodze: kondukcji (przew. ciepl.); konwekcji(unoszenia); radiacji(promieniowania). Przewodność cieplna skał- przekazywanie ciepła w ciałach jednorodnych odbywa się na drodze zmiany en. kinetycznej przy zderzeniach elektronów lub przekazywania drgań siatki krystalicznej od jednej części do drugiej. Fonony to kwanty pola drgań siatki krystalicznej, posiada energię E= h^.f : h- stała Plancka, f- częstotl. drgań cieplnych Hz..Wsp. przewodzenia ciepła λ -ilości ciepła Q, przechodzącego w jednostce czasu τ przez jednostkę przekroju poprz. S, przy gradiencie temp. równym jednostce w przypadku stacjonarnego strumienia ciepła (dT/dτ = O): λ = (Q* L) / S*τ * (T1-T2). [W/mK] cieplna oporność wł. ξ = 1 / λ Wsp. anizotropii cieplnej : kξ = ξ⊥ / ξ II >1 Poj. cieplna właściwa C_w - ilości ciepła Q potrzebnego do podwyższenia temp. jednostki masy skały o jeden stopień: C_w = Q / (m*ΔT) [J/kgK]. Poje. cieplna obj. Cv = Q / (V* ΔT) [J/m3 * K] Między C_v i C_w istnieje zależność: C_v = C_w^. ρ (ρ- gęst. obj, kg/m³).Wsp. przewodzenia temp. a- charakteryzuje prędkość rozchodzenia się temp. w skale: a = λ / (Cw*ρ) = λ / Cv [m²/s] Wsp. cieplnej rozszerzalności liniowej β — chartka. zdolność skały do zmiany swoich wymiarów liniowych podczas przyrostu temp.: β=ΔL / (L *ΔT) [1/K] Wsp. cieplnej rozszerzalności obj. ω — charakt. zdolność skały do zmiany swej obj. podczas przyrostu temp.: ω = ΔV / (V* ΔT) [1/K] Naprężenia termiczne σ_T są to naprężenia pojawiające się w skale w wyniku nierównomiernego ogrzewania poszczególnych ziaren mineralnych skały. ΔL/L = εT = β*ΔT. Przy uwzględnieniu tylko rozszerzalności liniowej: σT = E*β*ΔT [N/m2] Przy uwzględnieniu rozszerzalności obj.: σr = K * ω * ΔT = (E*β*ΔT) / (1 - 2ν) [N / m2] Zmiany temp. z głębokością zalegania skał: Stopień geotermiczny. S_g- jest to liczba metrów przy której temperatura wzrasta o 1°C względnie l K. Sg = ΔH / ΔT [m/K] gdzie: ΔH— przyrost głęb, m; ΔT— przyrost temp. o 1°. Wartość stopnia geoterm. waha się lokalnie między 5 i 100 m. Dla Europy Zach. i środk., przeciętny stopień geoter. wynosi 33 m. Gradient geotermiczny G_g —jest to liczba stopni o jaką temperatura wzrasta na l m głębokości: Gg = ΔT / ΔH [K/m] Temperaturę panującą na danej głębokości określa się według wzoru: T = T_o + Gg(H-Ho) gdzie: T— temp. na głębokości H; To — temp. w-wy neutralnej H— rozpatrywana głębokość; Ho- głęb. w-wy neutralnej. Skał niejednorodne zmiany temp. z głębokością nie ma jednak charakteru prostoliniowego, dlatego można go wyrazić za pomocą zależności: T = To + a(H-Ho)^b gdzie: a, b -parametry zależne od zmiany gradientu z głębokością.

Układ fizyczny wyodrębn. ogr. cześć przestrz. materiałowej, może reagować na zewn. oddziaływ. Między ukł. a otoczeniem osłona Parametry układu 1) ekstensywne- związane są z wymiarami przestrzeni ukł. fiz. ich pomiar musi obejmować cały ukł. np.V,m,E_c, istotna cecha to addytywność.2) intensywne - charakter lokalny- określ. miejsca ukł. np.T,p,potencjal elektryczny. Wielk. intensywne przy połączeniu 2-ch układów wyrównują się. δ=M/V Gęstość (par. intensywny) jest ilorazem 2 param. ekstensywnych. Wielk. fiz., które stanowią iloraz 2-ch wielk. ekspens. są wielk. intensywnymi. tw. odwrtne nie jest słuszne .Proces fizyczny w wyniku zewn. oddz. otoczenia na ukł., lub w skutek przemian zachodz. w ukł. zmieniać się mogą wart. param. ukł. oraz mogą wyst. przepływy wielk. ekstensywnych .Proc. fiz. -zmiana parametrów ukł. fiz. lub wystepowanie. przepływu. w każdym proc. fiz. oprócz przepływu charakterystyvcznej. wielk. ekstensywnej występuje także przepływ en. Ze względu na fiz. charakter nośnika energii w danym procesie wyróżniamy nast. oddział. fiz.: mech., subst. chem., elektrostatyczne., termiczne. Oddz. mech.: 1)oddz. mech. obj.- charakt. wielk. ekstensywną jest skalarna wielkość obj.2) oddziaływ. reologiczne - przepływ. wielk. ekspens. jest wektorowa wielk. pędu .Równ. bilansu wielk. ekstensywnych(wielk. ekst-x_i) (dx_i/dt)=Q_i-J_i gdzie Q_i natezenie. źródła wielk. ekstens. J_i-natezenie. strumienia przepł. wielk. x_i Układy o niejednorodnych wielk. - różniczkowe równania bilansu (dla ∞ małej obj.) 1)całkowita x_i=calka∫_V ξ_i dV_, 2) natężenie źródła Q_i=∫_V q_i dV , 3) natęż. strumienia przepływu J_i=∫_Σ j_i^→*n^→*d∑ : ξ_i -gest. obj. x_i, q_i- gęst. obj. nat. źródła x_i, j_i^→- gęstość pow. nat. strumienia x_i, stosując wzór Gaussa-Ostrograckiego mamy: I_i=∫_V ξ_i n^→d∑=∫_Vdiv j_i^→dV. Powyższe wart podstaw. do całkowitego równania bilansu: (d/dt) ∫_V ξ_i dV=∫_V q_idV-∫_Vdiv j_i^→dV operator różniczkowania wprowadzam pod znak całki ,przy zmianie symbolu pochodnej zwycz.. na cząstk. ∫_V ((∂ξ_i /∂t)+div j_i^→-q_i)dV= 0 Równ. dla dowolnej obj V≠0.(całka =0 gdy równ.podcałk.=0), (∂ξ_i /∂t)+div j_i^→=q_i różniczkowe równ. bilansu dla skalarnej wielk. ekstensywnej - równ. ciągłości .(gdy wielkością ekst. jest masa - to war. zachowania masy , energia- to prawo zachow. en.)W równ. wyst. duże gęstości obj. ξ_i ,q_i i gest. pow. j_i^→poddana różniczkowaniu wzgl. współrzędnych .divj_i^→=(∂j_x /∂x)+(∂j_y /∂y)+(∂j_z /∂z) Operator różniczkowy dywergencja przypisuje wektorowi j_i^→ wart. skalarną div j_i^→, która wyraża gest obj. strumienia przepływu . Równ. transportu skalarnej wielk. ekstens. (dξ_i/dt)+div j_i^→=q_i , j_i^→=-L_i gradY_i+ξ_iV^→- prawo dynamiki przepływu. Prawo dynam. przepł. wiąże gęst. pow. całkowitego strum. przepływu j_i^→ z charakt. wielk. intensywną Y_i, która jest siłą powodującą przepływ. -L_i gradY_i- gęst. pow. strum. kondukcyjn. , ξ_i V^→-gęst. pow. strum. konwekcyjn., L_i-wsp. prop. char. wł. ośrodka (-)-przepływ w kier. najw. spadku wielk. intens.Y_i , ξ_i- gest. obj. wielk. x_i, V-predk. przepł. mikrosk.

Podst.(ogólne) równanie przepływu cieczy (dξ_i/dt)+div(-L_igradY_i+ξ_i V^→)=q_i . Jest to równ. skalarnej wielk. ekstensywnej, wykorzystywane do opisu zjawisk, gdzie występują przepływy skalarnych wielkości ekstensywnych. Dla ilościowego opisu przepływu cieczy przez środ. przepuszczalne czyli przepływu filtracyjnego stosuje się różniczkowe rów. transportu skalarnej wielkości eksten. Wielkości w równaniu uzyskują następującą interpretacje:1) gęst. obj. przepływającej wielk. ekstensywnej ξ_i jest ilością masy cieczy w jednostce obj. skały ξ_i =n*ρ (n- porowatość, ρ- gęst. mas. cieczy, 2)nie uwzględnia się składn. kondukcyjnego strumienia przepływu - pomija się efekt dyfuzji - Y_i=0, 3)prędk. przepł.. V^→ -pr. filtracji z prawa Darcy'ego V^→= -(k/μp)*grad(p+ ρgz) V- pr. filtracji, k- wsp. przep. , μp- lepkość dynamiczna cieczy. , z- wys. niwelacyjna p-ktu .Gradient przepływu filtracyjnego - (p+ρgz)= Φ ,4) w środ. skalnym nie ma obj. źródeł cieczy q_i=0 Równ. transportu cieczy (∂(nρ)/ ∂t)+div (nρ-(k/μp)*grad Ф)=0 Oprócz równania transportu należy uwzględnić równanie stanu , dla cieczy nie ściśliwej ρ=const , zakładając że n=const otrzymujemy Równanie przepływu filtr. cieczy nieściśliwej div(nρ-(k/μp)*gradФ)=0 ,gdy skała jednorodna i izotropowa a porowatość i wsp. przepuszczalności to liczby stałe to: div gradФ =0 -ogólne rown. przepływu cieczy. Przepływ cieczy w górotworze 1) Ustalony dopływ cieczy do tunelu Długie prostoliniowe wyrobisko tunelowe przebiegające w dowolnej w-wie skalnej nasyconej cieczą , a ogr. od stropu i spągu w-wami nieprzepuszczalnymi. w odl. L istnieje obszar zasilania o granicy równoległej do osi tunelu . Przyjmując ,że pot. przepływu Ф zależy tylko od jednej współrzędnej x, Ф=p(x).Rozpatrujemy jednowymiar. przepływ prostoliniowy, divi grad sprowadzają się do pochodnych zwyczajnych wzgl. x. div grad Ф=0 przyjmuje postać (d/dx )*(dp/dx)=0 Całką dolną tego równania jest wyrażenie p=c₁x+c₂(c- stałe całkowania wyzn z war. brzegowych dla x=0,p=p₁,dla x=L,p=p₂\ p₁₌ c_2,, p₂=c₁L+c₂\p₂=c₁L+ p₁ →c₁=( p₂- p₁)*1/L , p(x) = (p₂- p₁)*x/L+ p₁ (w przyp. przepływu filtracyjnego cieczy wzdłuż osi x wyst. liniowy spadek potencjału przepływu). Znając rozkład potencjału można obl. prędkość przepływu filtracyjnego V=-(k/μ_p)*(dp/dx)=-(k(p₂-p₁)/(μ_pL))( prędkość przepływu filtracyjnego jest stała w całym obszarze. Znając prędkość przepływu można określić wydatek dopływu cieczy do tunelu , czyli tzw. natężenie strumienia dopływu Q= n_w*l*V, n_w- miąższość , l - wymiar w głąb, V-pr. wody ,Q=(n_wlk (p₂-p₁))/( μ_pL), lepkość dynamiczna cieczy.

Dopływ cieczy do otworu wiertniczego otwór z pow. ziemi przechodzi przez w-we skalna nasycona cieczą , a granice zasilania tej w-wy są ze wszystkich stron otworu w jednakowej odległości Ф=ρ(r) przyjmując biegunowy ukł wsp. r i Ф mamy równania : grad a(r) = da/dr ; divc(r)=dc/dr +1/r *c , po zróżniczkowaniu w ogólnym równaniu różn. otrzymuje się (d²p/dr²)+(1/r)*(dp/dr)=0, całką ogólną dla powyższego równania : p= c₁lnr+ c₂ stałe całkowania z war. brzegowych : r=R₁, p=p₁; r=R₂, p=p₂ ,; p₁= c₁lnR₁+ c₂; p₂= c₁lnR₂+ c₂ ; p₁-p₂=c₁ln(R₂ / R₁) →; linia rozkładu potencjału przepływu ma kształt krzywej log. Pr. przepływu filtr. : V=-(k/μ_p)*(dp/dr)=- (k/μ_p)*(( p₂- p₁)/(ln(R₂/R₁)))*(1/r) , V maleje ze wzr. odległ. od otworu wiertniczego. Dopływ cieczy do pionowego otworu wiertni. równa się wielkości pola dopływu pomnożonej przez prędkość dopływu Q=FV=2ПR₁m_pV₁ ; m_p-miąższość w-wy nasyconej cieczą .Q= ((Пkm_p(p₂-p_1`))/((μ_pln(R₂/z R1)) Dopływ wody gruntowej do rowu Rowy do celów melioracyjnych , drenażowych ujecie wód gruntowych. Usytuowane są one zazwyczaj prostopadle do kierunku ruchu wód i schodzą poniżej ich zwierciadła . Wyróżniamy : rowy zupełne i niezupełne Zupełne(dogłębne) schodzą do spągu warstwy wodonośnej. Niezupełne (niedogłębne) nie sięgają do spągu warstwy wodonośnej .objętość wody dopływającej jednostronnie do rowu na długości jednego metra jego ściany wysokości Z w jednostce czasu zgodnie z prawem Darciego wynosi: q = V_f*A, A = z*1 natomiast V_f = k_f * l = k_f * dz/dx , q = k_f *z*dz/dx; k_f= (ρ*l)/μ gdzie kp wsp. przepuszczalności, ρ gęst. cieczy , μ- lepkość dynam. V_f=-k_f*(d(p/gρ)+z)/dx w celu otrzymania równania krzywej depresji należy scałkować równie na q dla następujących warunków brzegowych x=0 , z=h z²-h²= 2q/k_f*x Równie krzywej depresji jest równaniem paraboli przyjmując za x = r i za z= h otrzymuje się wzór na jednostronny dopływ cieczy wody gruntowej do rowu w jednostce czasu na jednostke długości q=k_f*(H²-h²)/2R. Dla obliczenia dopływu wody do całego rowu z obu stron należy dopływ q pomnożyć przez podwójną długość rowu L . Q=2Lq =(L*k_f)/r*(H²-h²) Dla rowu niedogłebionego objętość wody jednostce czasu na jednostkę jego długości wynosi q=k_f*((H²-h²)/(2R+0,733lg(h/b)+0,77) ) Stosowanie tego wzoru ograniczone jest warunkiem h/b>5 dopływającej jednostronnie do rowu

Ogólne równania przepływu gazu Dla ilościowego opisu (ośr. porowaty) różniczkowe równanie skalarnej wielkości ekstensywnej. (∂ρ_i/∂t)+div(l_igradY_i+ρ_iV)=q_i Interpretacja fizyczna: 1) w wyrażeniu na potencjał Φ można pominąć drugi składnik uwzględniający ciężar płynu na wielkość potencjału Φ=p+ρgz 2) przepływ ma charakter źródłowy. Występują procesy desorpcji, przemian chemicznych np. utlenianie. Równanie transportu przepływu gazu przez środowisko skalne [∂(mρ)/∂t]+div[-mρ(k/μ_p)gradp)=q Równanie stanu, gęstość gazu zależne jest od ciśnienia i temperatury ρ=f(P,T), (p/ρ)=const=β Procesy przepływu gazu mają charakter izotermiczny równanie stanu upraszcza się (p/ρ)=const=η Zakładam izotropię i jednorodność ośrodka skalnego postać równanie transportu (∂p/∂t)- (k/μ_p)div(p gradp)=(βq/m). W przypadku przepływu nie ustalonego nie można rozwiązać tego równania. Ograniczamy się do przepływu ustalonego w czasie. Przy pominięciu wewnętrznych źródeł gazu ogólne równanie upraszcza się do postaci: div gra dp²=0 Rozróżniamy długie prostoliniowe wyrobisko tunelowe wykonane w gazonośnej warstwie skalnej Potencjał przepływu zależy tylko od jednej współrzędnej X:Ф=p(X) W tym przypadku ogólne równanie przepływu gazu div gradp²=0 przyjmuje postać d/dx(dp²/dx)=0 Całka ogólna ma postać p²=c₁x+c₂.Stale całkowania wyznaczamy z war. brzegowych dla X=0 p=p₁ dla X=L p=p_2, p²=(p₂²-p₁²)X/L+p²₁Po wykonaniu odpowiednich przeliczeń otrzymujemy zależność ciśnienia gazu w warstwie skalnej od odległości danego punktu od wyrobiska. Prędkość przepływu filtracyjnego gazu V^→=(k/μp)*(dp/dx)=(- k/μp)*((p₂²-p₁²)/(2p(x)L)) zależy od odległości punktu od ściany tunelu. Największa jest na ściance tunelu. Gęstość gazu przepływającego ρ₁=p₁/β Wydatek masowy wypływającego gazu z ociosu tunelu do wyrobiska Q= ρ₁V₁m_wl=(km_wl(p₂²-p₁²)/(2μpβL) Potencjał przepływu gazu zależy tylko od odległości r. Ф=p(γ) Operatory grad i div określone są zależnościami grad a(r)= (da/dr)*div c(r)=(dc/dr)+(1/r)*c Równanie ogólne divgradp²=0 przyjmuje postać (d²p²/dr²)+(1/r)*(dp²/dr)=0 Całka ogólna dla równania różniczkowego jest wyrażenie p²=C₁lnr+C₂ Prędkość przepływu filtracyjnego z równania Darcy'ego V^→= -(k/μp)*(dp/dr)= -( k/μp)*( p₂²-p₁²)/(2p(r)ln(R₂/R₁))*(1/r) Uwzględniając gęstość przepływającego gazu ρ₁=p₁/β można określić wydatek masowy gazu dopływającego ze wszystkich stron do pionowego otworu wiertniczego Q=ρ₁V₁2ΠR₁m_w=((Пkm_w(p²₂-p_1`²))/((μ_pβln(R₂/R1))

PRZEPLYW CIEPLA różniczkowe równ. transportu skalarnej wielkości ekstensywnej (dξ_i/dt)+div(-L_igradY_i+ξ_i V^→)=q_i a)gęstością obj. przepływającej wielk. ekstremalnych. jest gęstość obj. en. wewn. ξ_i=e b)charakt. wielk. intensywną proc. term. jest temp. Y_i=T c)w proc. term. wsp. prop. L_i nosi nazwę wsp. przewodz. ciepła L_i=λ_i d)gęstość obj. źródeł en. cieplnej związana jest z proc.: utleniania, zmian stanu skupienia, egzoterm., dlatego nie może być pominięta dla powyższych uwag równania transportu (δe/δt) +div(-λ_cgradT+eV^→)=q Pochodna cząstkowa gęst. en. cząstkowej względem czasu może być określona zależnością e=f(T,ρ) , δe/δt =c_vρ( δT/δt) Podstawiając δe/δt do równ. transportu otrzymuje się (δT/δt)+div((-λ_c/c_vρ)gradT+(e/c_vρ)V^→)=q/(c_vρ)-og. różniczk. równ. transp.en. cieplnej. Iloraz 3 wielkości charakteryzujących wł. fiz. ośrodka nazywamy wsp. przewodzenia ciepła a=λ/(c_vρ ) Pomijając przepływ konwekcyjny oraz ewentualne źródła wewnętrzne energii cieplnej otrzymuje się (δT/δt)-div(a gradT)=0 -różniczkowe równanie przewodnictwa cieplnego (równanie Fouriera). Przyjmując ze ośrodek skalny jest jednorodny izotropowy to wsp. przewodzenia temp. jest stały w całym obszarze (δT/δt)-div(a gradT)=0 Zakładając ze mamy doczynienia z przepływem ustalonym w czasie równanie przewodn. cieplnego divgradT=0 -ogólne równanie przewodnictwa cieplnego w najprostszej postaci Zakładamy że w nienaruszonym jednorodnym ośr. skalnym temp. Pierwotna skał zależy tylko od głębokości x . Wówczas równ. przewodnictwa cieplnego divgradT=0 przyjmuje postać dl/dx(dt/dx) =0 całką ogólną tego równania jest T=c₁x+c₂ to dt/dx =c₁ stałe całkowani wyznaczamy z war. dla x=0 T=T₀ . Gęst. strumienia dopływu en. cieplnej z głębi ziemi do powierzchni j_c=λ_c(dT/dx) to (dT/dx)= j_c/λ_c Korzystając z war. określamy c₁=j_c/λ_c, c₂=T₀ Wobec powyższego zależność pierwotnej temp. od głębokości ma postać T=( j_c/ λ_c)x+T₀;T=T₀+G_g(h-h₀). Stopień geotermiczny jest odwrotnością gradientu S_g=1/Gg=1/(dT/dx)=1/(j_c/λ_c) =λ_c/j_c. jest ilorazem wsp. przewodz. ciepła λ_c skał oraz gęst. strumienia en. cieplnej płynącej z głębi ziemi do powierzchni . Jeżeli znane są wart. pierwotnej temp. skał na 2-ch różnych głębok. tzn. dla x=x₁ T=T₁ dla x=x₂ T=T₂ to na tej podstawie wyznaczamy c₁ ,c₂ i po przeliczeniach otrzymać zależność wzrostu temp. pierwotnej skał od głębokości T₁=c₁*x₁+ c₂ , T₂ =c₁*x₂+c₂ , po odjęciu stronami T₂-T₁=c₁(x₂-x₁) to c₁ =(T₂-T₁)/(x₂-x₁) , T₁=(T₂-T₁)/(x₂-x₁) *x₁+c₂ , c₂=T₂ -(T₂-T₁)/(x₂-x₁) x₁ T=((T₂-T₁)/(x₂-x₁)) (x₂-x₁)+T₁. Gradient i stopień geotermiczny określają zależności : Gg=dT/dx=(T₂-T₁)/(x₂-x₁) , Sg=1/Gg=(x₂-x₁)/ (T₂-T₁). Znając wartości wsp. przewodz. ciepła skał można wyliczyć gęst. strum.energi. ciepln. przepływające z głębi ziemi do pow. j_c=λ_c*(dT/dx)=λ_c/(Sg)=λ_c(T₂-T₁)/(x₂-x₁) .- dla górotworu. izotropowego. , jednorodn., nie uwęgl.obecności wewn. źródeł en. ciepln.

1 ELEMENTY STRUKTURALNE

2 CECHY STRUKTURALNE , TEKSTUR. GÓROTW.

3 Skały jako ośrodki 3- fazowe, PODZIAŁ I CHARAKT. SKAŁ

4 Klasyfikacja własności fizycznych skał

5 Podzial gruntow budowlanych, SKAŁY A GR. BUD.

6 Kryteria podziału gruntów budowlanych

7 Bad. makroskopowe gruntów bud

8 Rodzaje gruntu, Stan gruntów

9 Strukturalne wŁasnosci skał i gruntow

10 Hydrogazomechaniczne wł skał i gruntów

11 Mechaniczne wlasnosci skał

12 mechaniczne właściwości ośrodka skalnego

13 Wytrzymałościowe własności skał

14 falowe własności skał, parametry rozchodzenia fal spręż

15 Termiczne własności skał

16 Układ fizyczny(Równ. bilansu wielk. ekstensywnych)

17 Podst.(ogólne) równanie przepływu cieczy

18 Podst.(ogólne) równanie przepływu cieczy

19 Ogólne równania przepływu gazu

20 PRZEPLYW CIEPLA

(1) gęstość właściwa i objętościowa =? ; dane:
,p.
;
;
. (2)maks porowatość=?, dane:d.;
;V=d^3;;
;
. (3) porowatość minimalna =? dane d ;
;
;
;
.(4)e=? dane: objętość, masa-m, masa wysuszonej -m_s, gęstość właściwa cząstek gruntu
.
;
; gest.szkiel.
;
;
;
; (5) gęstość skały=? ; dane:
;
;
;(6)Temperatura T₁,T₂ Szukane λ?-wspolczynnik przew ciepla : λ=Q/(FgradTT) 1kcal=4196,84J gradT=(T₂-T₁₎)/h h-grubosc plyty T=1h F-poloe powierzchni (7) M-moc T₂,T₀, c,m-masa szukane τ? Q=c*m*ΔT Q=M*τ to τ=Q/M

(8) V_p/V_s,ρ szukane E,ν-wsp. Poissona,V_p? V_p/V_s=
z=ρV_p V_p=z/ρ E=(V²_p*ρ(1+ν)(1-2ν))/(1-ν)

(9) V₂,V₁,ρ₂,ρ₁ Szukane K₀? Z₂=ρ₂V₂ z₁=ρ₁V₁ K₀=((z₁-z₂)/z₁+

---