4.Cechy strukturalne górotworu

Ciągłość

Środowisko materialne będzie środowiskiem ciągłym, jeżeli dla dwóch bliskich jego punktów (cząstek) różnica własności fizycznych tego środowiska będzie dowolnie mała. Najczęściej pojęcie ciągłości odnosi się do rozmieszczenia masy wewnątrz obszaru zajmowanego przez dane środowisko. Ciało spełniające w dużym stopniu postulat ciągłości masy me musi jednocześnie spełniać postulatu ciągłości innych własności fizycznych, np. własności wytrzymałościowych

Jednorodność

Ciało materialne jest jednorodnym, jeżeli w każdym punkcie jego własności będą takie same. W odniesieniu do ośrodka skalnego oprócz pojęcia jednorod­ności stosuje się również pojęcie tzw. statystycznej jednorodności.

Środowisko materialne jest statystycznie jednorodne, jeżeli jego każda podstawowa objętość — o rozmiarach wynikających z przyjętej skali rozważań — posiada jednakowe własności fizyczne

Ziarno mineralne posiadające strukturę krystaliczną może być uznane za ciało prawie doskonale statystycznie jednorodne, jeżeli za podstawową objętość przyjmie się układ cząstek wielokrotnie powtarzający się w sieci krystalicznej.

Izotropia

Ciało materialne jest izotropowe, gdy we wszystkich kierunkach badania wykazuje jednakowe wartości własności fizycznych. Gdy ośrodek wykazuje różne wartości własności fizycznych w różnych kierunkach, wtedy jest anizotropowy

Dla oceny stopnia anizotropii wprowadza się pojecie współczynnika anizotropii. Współczynnik ten jest stosunkiem wartości największej do wartości najmniejszej danej wielkości fizycznej. Dla ciał izotropowych wartość współczynnika anizotropii wynosi 1, a dla anizotropowych jest większa od 1. Izotropowe są gazy, ciecze Jednorodne substancje bezpostaciowe (szkło wulkaniczne, opal), a anizotropowe są kryształy — dzięki uporządkowanej sieci krystalicznej. Skały posiadają na ogół własności anizotropowe, przy czym wyróżnia się:

- anizotropie syngenetyczną — związaną z warunkami powstawania złóż skalnych;

- anizotropie epigenetyczną — powstała w późniejszych okresach w wyniku działania sił tektonicznych lub zjawisk metamorficznych

Cechy teksturalne górotworu

Rozpatrując rzeczywista. budowę wewnętrzną skal należy oprócz wymienionych cech strukturalnych określić również cechy teksturalne związane ze stopniem wypełnienia przestrzeni zajmowanej przez skałę. Do cech tekstury zalicza się lupność(cios, kliważ), uwarstwienie, porowatość szczelinowatość

Lupność

Lupność jest zdolnością skał do łatwiejszego pękania wzdłuż określonego układu płaszczyzn, w których występuje osłabiona spójność między ziarnami. Lupność jest jedną z najistotniejszych cech skat osadowych

Uwarstwienie skał uwarunkowane jest kolejnością, powstawania nakładających się utworów skalnych o różnym składzie chemicznym i mineralnym, różnej ziarnistości i różnej orientacji ziarn.,

Ukształtowanie powierzchni osłabionej spójności skały, przede wszystkim zaś wzajemne ich odległości, są na ogól różne dla różnych skał. Na podstawie przeprowadzonych pomiarów i obserwacji można stwierdzić, ze przeciętna grubość warstw skał karbońskich ("średnia warstwowa podzielność skał") wzrasta kolejno dla skał ilastych, mutowców i piaskowców, a odpowiednie wartości przedstawiają się następująco: 20,7 cm, 28,7 cm, 40,1 cm

Porowatosć

Porowatość jest wynikiem występowania w skalach pustek i szczelin oraz istnienia miedzy ziarnami mineralnymi drobnych kanalików i wolnych przestrzeni, czyli porów nawet w przypadku występowania materiału cementującego te ziarna.

Jeżeli wolne przestrzenie istniejące w skalach łączą się ze sobą i z zewnętrzną powierzchnią skały to skala ma porowatosc otwartą

Przy porowatości zamkniętej pory nie są połączone ze sobą. Porowatość tzw. ogólną określa się stosunkiem objętości wszystkich wolnych przestrzeni w skale do jej objętości.

Szczelinowatość — jest wynikiem procesów tektonicznych i fizyczno-che-micznych zachodzących w ośrodku skalnym. Pod pojęciem szczelinowatości skały rozumie się istnienie w jej budowie nieciągłości i powierzchni osłabienia o zasiegu przewyższającym wymiary ziam minerałów tworzących masyw skalny

Spośród powierzchni szczelin przecinających górotwór wydzielić można szczeliny pierwotne i wtórne. Szczelinowatość pierwotna wystepuje w skalach o nienaruszonej strukturze, to znaczy w obszarach gdzie nie zaznaczyl się jeszcze wpływ dziatalnosci górniczej lub budowlanej. Szczeliny wtorne wiaza sie z dzialalnoscią gornicza, a powstaja przede wszystkim w stropach wyrobisk gómiczych. Ilościowo szczelinowatosc okresia sie rozmiarami szczelin, gęstoscia. ich wystepowania oraz wzajemnym ich usytuowaniem

5. Skały jako ośrodki 3- fazowe

Cieczą zawartą w określonych ilościach w każdej prawie skale jest woda. Ze względu na rodzaj więzi laczacej cząstki wody z faza. stałą wyroznia się w skatach:

— wodę chemicznie zwiazana,;

— wodę fizycznie związana;

— wodę swobodną (wolna).

Woda chemicznie związana jest cześcią sieci krystalicznej ziarn mineralnych, gdzie czasteczki wystepują razem z innymi molekulami i jonam usuniecie tej wody prowadzi do rozkładu danego materiału i do przekształcenia go w inny odrębny związek chemiczny.

Woda fizycznie związana

przylega ścisle do powierzchni ziarn mineralnych, przytrzymywana miedzyczasteczkowymi silami przyciagania. Otacza ona ziarna cienką blonka, zwana jest więc wodą blonkową

Woda swobodna — wypełnia wolne przestrzenie porow i szczelin w skale. Na wodę swobodną sklada sie tzw.woda kapilarna,— mogąca utrzymywać się w stosunkowo nieduzych porach pod dzialaniem sil kapilamych oraz woda grawitacyjna wypelniająca duze pory, szczeliny lub kawemy w skalach, a mogąca się przemieszczac pod dziataniem przyłożonego cisnienia. Przestrzenie porow i szczelin w skalach mogą.byc wypełnione częsciowo lub calkowicie gazami np.: powietrzem, parą wodna, dwutlenkiem węgia, metanem. Gazy te moga.znajdowac się pod roznym cisnieniem

Gazy w skalach mogą występowac w trzech postaciach:

-gazu absorbowanego, tzn. pochloniętego przez substance skały;

- gazu adsorbowanego na powierzchni scianek porow;

-gazu wolnego, wypełniającego szczeliny i pory w skalach

6.Klasyfikacja własności fizycznych skał

Pod pojęciem własności fizycznych skały rozumie się te cechy charakterystyczne skały związane z jej budowa, które:

- pozwalaja.na odroznienie lub porownanie danej skaty z innymi;

- stwarzaja. mozliwosci przewidywania przebiegów i skutków interesujących nas procesów fizycznych;

- pojawiają się przy oddziaływaniu na skałą okreslonych p61 fizycznych lub ciał.

Liczbowo każda własność fizyczna skały określona jest jednym lub kilkoma parametrami (wskaznikami) bedącymi ilosciowymi miarami własności

Fizyczne wlasnosci skal na ogol dzielimy ze względu na rodzaj wywołujacych je pól zewnętrznych, przy czym pod pojęciem "pól zewnętrznych" rozumiemy ten rodzaj energii lub materii, pod dzialaniem ktorej w danej chwili znajduje się skala. Uwzgledniając powyzsze wyróżniamy pole mechaniczne (cisnienie) i odpowiadające mu mechaniczne wlasnosci skał,pole cieplne (temperatura) i odpowiadające mu termiczne wlasnosci skal, pole elektryczne, magnetyczne, promieniotwórcze i odpowiadające im wlasnosci skal

Prócz tego istnieją jeszcze pola materialne (substancjalne) i odpowiadające im wlasnosci hydrogazomechaniczne okreslające przeplyw cieczy i gazow przez skaly pod dzialaniem roznicy naporów.

Ze wzgledu na istote fizykalną. wszystkie parametry dzielimy na 3 grupy:

Do pierwszej grupy zaiiczamy parametry charakteryzujace odwracalne zmiany ilosci energii lub materii wewnatrz skaly Do nich zaiiczamy: modul sprezystosci objetosciowej K ,dielektryczna przenikalność wlasciwą pojemnosc cieplną Cw,wilgotnoscią W

Do drugiej grupy zaliczamy parametry okreslajace nieodwracalne przemiany danego rodzaju energii w skalach w inny rodzaj energii, a prowadzące do istotnej zmiany stanu skały. Do nich zaliczamy: wspolczynnik plastycznosci Jp, granice wytrzymalosci na sciskanie Rc i rozciaganie Rr, wspolczynnik cieplnej rozszerzalnosci liniowej β i objętościowej
itd.

Do trzeciej grupy naleza. parametry opisujace procesy przekazywania energii, a takze przepływu cieczy i gazu w skalach. Do nich zaliczamy: wspolczynnik przewodnictwa cieplnego, i wspolczynnik filtracji kf, itd.Znanych jest przeszlo sto parametrow fizycznych skal. Pomiar takiej ilosci parametrow dla wszystkich rodzajów skal jest zadaniem praktycznie niewykonalnym. W praktyce laboratoryjnej pojawila sie koniecznosc wyroznienia pewnej grupy parametrow fizycznych skal bedacej liczbowo minimalną, ale wystarczajacą dla pełnej charakterystyki skaly, jako ciala fizykalnego i geologicznego. Wyroznione w ten sposób parametry noszą nazwę podst. parametrów skał( 12:Gęstość, porowatść, liczba P,moduł Yonga, wytrzymałość na ściskanie, rozciąganie, przew. Cieplnego, cieplna pojemność rozszerzalność cieplna, elektryczny opór, przenikalność elektr., przenikalność magnetyczna).

7.Podzial gruntow budowlanych

Przez grunt budowlany rozumie się wierzchnią, czesc skorupy ziemskiej wspolpracujaca. z obiektem budowlanym lub tez stanowiacą jego element, wzglednie jako tworzywo do wykonania z niego budowli ziemnych

Ze wzgledu na pochodzenie grunty dzieli sie na antropogeniczne i naturalne.

Grunty antropogeniczne to grunty nasypowe utworzone z produktow gospodarczej lub przemyslowej dzialalnosci cztowieka z odpadow komunalnych, pylow dymnicowych, odpadow poflotacyjnych, itp.

Grunty naturalne to grunty, ktorych szkielet powstat w wyniku procesow geologicznych, ktore ze wzglqdu na pochodzenie dzieli sie na grunty rodzime i grunty nasypowe.

Grunty rodzime powstały w miejscu zalegania w wyniku procesow geologicz­nych takich jak wietrzenie, sedymentacja, metamorfizm, itp.

Grunty nasypowe powstały w wyniku działalnosci człowieka z gruntu naturalnego lub antropogenicznego np. w

wysypiskach, zwałowiskach, zbiomikach osadowych, budowlach ziemnych, nasypach budowlanych, itp.

Ze wzgledu na zawartosc substancji organicznej grunty rodzime dzieli sie na grunty mineralne i grunty organiczne.

Grunty mineralne są to grunty rodzime zawierajace mniej niz 2 % substancji organicznej. Przyjmuje sie, ze w gruntach organicznych zawartosc czesci orga­nicznych jest wieksza niz 2 %j

Ze wzgledu na odkształcenie podłoza, czyli wytrzymatosc grunty mineralne i organiczne dzieli sie na skaliste i nieskaliste

Grunty skaliste mineralne to grunty lite lub spekane o nie przesunietych blokach(przy czym najmniejszy wymiar bloku jest wiekszy od 10 cm), ktorych probki nie wykazują zmian objetosci, ani nie rozpadają sie pod dzialaniem wody destylowanej, a ich wytrzymatosc na sciskanie Rc > 0,2 MPa.( wytrzymałość:skaliste miekkie i twarde :spękania: skała lita, mało, średnio, bardzo spękana) Grunty nieskalite to takie, ktore nie spełniają. warunkow gruntu skalistego (grunt rozdrobniony, bez silnych wiazan krystalicznych), a zawartosc w nich czesci organicznych wynosi 2 % lub jest mniejszaj

Biorac pod uwage uziamienie gruntow rodzimych nieskalistych mineralnych wyroznia sie:

- grunty kamieniste o zawartosci ziarn o srednicach wiekszych od 40 mm stanowiacej wiecej niz 50 % {dso > 40 mm);

-grunty gruboziamiste o zawartosci ziam o srednicach mniejszych od 40 mm stanowiacej wiecej niz 50 % oraz o zawartosci ziam o srednicach wiekszych od 2 mm stanowiacej wiecej niz 90 %

- grunty drobnoziarniste o zawartosci ziam o srednicach mniejszych od 2 mm stanowiacej wiecej niz 90 %

Frakcja gruntu to zbior ziarn lub cząstek gruntu o srednicach zastepczych, zawartych w okreslonym przedziale. Srednica zastępcza dz dla ziam jest to srednica oczka sita, przez ktore ziamojuz nie przechodzi, zas dia cząstek jest to srednica kulki o identycznej gestosci wlasciwej, co dana cząstka opadajaca w wodzie z taka. sama. predkoscia.jak dana czastka gruntu( frakcje-kamienista,pyłowa, piaskowa,iłowa,żwirowa)

Kryteria podziału gruntów budowlanych

Przedstawiona klasyfikacja gruntow budowlanych wg normy PN-86/B-02480 oparta jest na kilku kryteriach podział na uwzgledniajacych:

- pochodzenie;

- uziamienie;

- zawartosc czesci organicznych;

- sposob formowania;

- wskażnik osiadania zapadowego

Analiza granulometryczna Wykonuje sie ja. w celu wyznaczenia procentowejzawartosciwystepujących w gruncie frakcji. Pozwala to w koncowym efekcie na wykreślenie krzywej uziamienia oraz ustalenie rodzaju i nazwy badanego gruntu. Skład granulometryczny gruntu dla celow bu­dowlanych najczesciej okresla się metodq sitową — gdy ziama w gruncie mają wymiary ponad 0,063 mm i metodq areometryczną— gdy czastki gruntu maja wymiary mniejsze od 0,063 mm")

W przypadku, gdy grunt sklada sie z ziam o wymiarach d > 0,063 mm, jak i czastek o wymia-rach d < 0,063 mm stosuje sie kombinacje obydwu metod Metoda analizy sitowej polega na przesianiu wysuszonej w temperaturze 105° - 110° C probki gruntu niespoistego przez odpowiedni komplet sit o roznych wymiarach oczek i obliczeniu w procentach masy ziarn.

Zawartosc wagową ziarn gruntu pozostatych na kazdym sicie oblicza sie ze wzoru:

Zi=(m_si/m_s)*100%

gdzie:

msi — masa suchych ziarn pozostatych na sicie, g;

ms — masa calej suchej probki wziętej do analizy, g.

Krzywe te nanosi sie na siatke połlogarytmiczna, gdzie na osi odcietych podano w skali logarytmicznej srednice ziam i czastek, a na osi rzednych w skali dziesietnej ich procentowe zawartości

Z wykresow uziamienia mozna.wyznaczyć:

- procentowe zawartosci poszczegolnych frakcji (niezbedne do okreslenia rodzaju gruntu);

-srednice d10, d30 i d60 (niezbedne do okreslenia wskaznikow uziamienia), gdzie d60 — srednica cząstek, ponizej ktorej jest 60 % czastek w danym gruncie, d10 — srednica czastek, ponizej ktorej jest 10 % czastek w danym gruncie.

Uziamienie gruntu charakteryzują dwa wskazniki:

- wskaznik roznoziamistosc U=d60/d10 -wskaznik krzywizny uziamienia

C=d²₃₀ /d₁₀*d₆₀

W zaieznosci od wskaznika roznoziamistosci wyrozniamy grunty:

- rownoziamiste 1 < U<. 5;

-roznoziamiste 5 < U < 15;

- bardzo roznoziamiste U> 15.

Za pomoca. analizy sitowej okresia sie sklad granulometryczny gmntow syp-kich (kamienistych, gmboziamistych, drobnoziamistych niespoistych z wyjatkiem piasku pylastego) i okresia ich nazwe

Metody sedymentacyjne. polegajace na podziale gruntu na frakcje w zawiesinie wodnej, są oparte na prawie Stokesa, ktore mowi, ze prędkosc swobodnego opadania czastek kulistych jest wprost proporcjonalna do ich srednicy i gestosci wlasciwej i zależy ponadto od gestosci wlasciwej i lepkosci cieczy w ktorej opadają cząstki oraz od przyspieszenia ziemskiego:

v-prędkość opadania

di—srednica zastepcza cząstki, cm

Mając obliczone wartosci J, i Z, sporzadza sie wykres uziamienia Po wykresleniu krzywej uziamienia gruntu odczytuje sie zawartosc poszczegolnych frakcji] piaskowej, pytowej i ilowej. Suma tych frakcji must wynosic 100 %.Majac te dane i postugujac się trojkatem Fereta określa się nazwę gruntu. Trójkąt Fereta jest trojkatem rownobocznym, ktorego boki podzielone są na 10 równych czesci. Kazdy z bokow reprezentuje zawartosc od 0 do 100 % jednej frakcji. Pole trojkata podzielone jest na czesci, z ktorych lazda w zaieznosci odjej polozenia w stosunku do bokow trojkata reprezentuje określoną nazwę gruntu.

Sposób formowania gruntow Grunty budowlane powstate w wyniku dzialalnosci cztowieka to grunty nasy-powe. W zaieznosci od sposobu ich formowania (pochodzenia) nasypy dzieli się na:

- nasypy budowlane — powstale w wyniku kontrolowanego procesu tech-nologicznego (budowie ziemne);

- nasypy niebudowlane — formowane w sposob przypadkowy, np. wysypiska, zwałowiska

Wskaźnik osiadania zapadowego

Grunty o strukturze nietrwalej ulegajacej zmianie pod wptywem zawilgoeenia bez zmiany dzialajacego obcia^zenia nazywa si? gnmtami zapadowymi

Ilosciowo takie grunty charakteryzowane są przez wskaznik osiadania zapadowego i_mp=(h'-h'')/h_o

h_o-wysokosc probki w stanie naturalnym;

Badania makroskopowe gruntow budowlanych

Badania makroskopowe polegaja na przyblizonym okresleniu nazwy i rodza-ju gruntu oraz niektorychjego cech fizycznych bez pomocy przyrzadow. Najcze-sciej prowadzi siejew terenie lubjako badania wstepne w laboratorium. Podczas badan makroskopowych okresia sie nastepujace cechy gruntow:

-rodzaj i nazwe gruntu;

- stan gruntu;

- barw

- wilgotnosc naturalna;

- zawartosc weglanu wapnia CaC03.

Probki do badan makroskopowych pobiera sie z kazdej warstwy gruntu rozniacej sie rodzaj em lub stanem lecz nie rzadziej niz co 1 m gtebokosci [28]. Wyroznia sie trzy rodzaje pobieranych probek gruntow:

-probki o naturalnym uziamieniu;

- probki o naturalnej wilgotnosci;

- probki o naturalnej strukturze.

Rodzaje gruntu

Oznaczenia gruntów skalistych i ich podział dokonuje sie makroskopowo przez ogledziny i proste proby wytrzymalosciowe jak: uderzenie mtotkiem, ryso-wanie, scieranie-y

W obrebie gruntow kamienistych dokonuje sie wydzieleń poprzez pomiar naj-wiekszych ziarn i orientacyjne okreslenie ich stosunku do ziam pozostatego gruntu oraz stwierdzenie ich stopnia obtoczenia. W skali obtoczenia wyroznia się ziama ostro krawędziste, kanciaste, słabo obtoczone, obtoczone i dobrze obtoczone.

Przy oznaczaniu nazwy gruntow gruboziamistych i drobnoziamistych nalezy wstepnie oddzielic grunty spoiste od niespoistych.

Do gruntow spoistych zalicza sie wszystkie grunty, ktore po wyschnieciu tworza. zwarte bryty. Grunty niespoiste (sypkie) po wyschnieciu nie tworza bryl czy grudek lecz sa, sypkie

Jeżeli trzeba okreslic, czy grunt jest spoisty czy niespoisty, gdy probka jest wilgetna, z gruntu tego probuje sie uformowac w dioni kuike o srednicy 7-8 mm. Jesli kulka da sie uformowac — grunt mozna zaiiczyc do spoistych, w przeciwnym przypadku—do sypkich.

Majac okreslona. spoistosc gruntu ustala się w sposob szacunkowy zawartosć w gruncie frakcji piaskowej poprzez rozcieranie probki gruntu miedzy dwoma palcami zanurzonymi w wodzie. \

Po okresleniu zawartosci frakcji piaskowej, kwalifikujemy grunt dojednej ztrzechgrup: I. grunty piaszczyste (fp > 50 %, /„ < 30 %);

II. grunty posrednie (fp > 30 %, /„ > 30 %);

III. grunty pylaste (fp < 50 %, /„ > 50 %).

W przypadkach watpliwych sprawdza sie probe waleczkowania proba rozmakania. W tym celu grudke wysuszonego gruntu umieszcza sie w siatce o oczkach kwadratowych (5x5 mm) i zanurza w wodzie.

Rodzaj gruntow niespoistych (sypkich) okresia sie na podstawie wzrokowej oceny wielkosci ziam i ich procentowej zawartosci w poszczegolnych frakcjach. Wielkosc ziam mozna okreslic za pomoca lupy z podzialką mikrometryczną przy badaniach makroskopowych okreslenie rodzaju gruntu uzupełnia się opisem przewarstwień, domieszek zanieczyszczen, a przede wszystkim —jesli jest znana geneza gruntu.

Stan gruntów

Stan gruntow spoistych okresia sie na podstawie liczby wykonanych wałecz-kowan. Proba waleczkowania polega na uformowaniu z gruntu kuleczki o sredni-cy 7 mm, z ktorej wykonuje się wałeczek o srednicy 3 mm.W przypadku badania gruntow malo spoistych czesto juz pierwszy waleczek rozsypuje sie, co uniemozliwia okresleniejego stanu. Przyjmuje sie, ze grunty wystepują w stanie:

- zwartym, jesli nie mozna uformowac kuiki — grunt zbyt twardy;

- polzwartym, jesli z gruntu mozna uformowac kuike, a waleczek peka pod-czas pierwszego waleczkowania (ze wzgledu na male zawilgocenie);

- płynnym, jesli z uwagi na nawodnienie gruntu nie da się uformowac kulek — grunt oblepia dionie.

Barwa i rodzaj gruntówBarwe gruntu okresia sie na probce o wilgotnosci naturalnej. Na ogół barwę idaje sie za pomoca. dwoch wyrazow. Barwę podstawowa. przedstawia drugi wyraz, odcienie i intensywnosc barwy wyraz pierwszy np. grunt snoszaro-zolty.

Wilgotnosc naturalna gruntow w czasie badan makroskopowych okresia sie następująco; grunt jest:

- suchy, jesli brylka gruntu spoistego przy zgniataniu p?ka, a po rozdrobnie-niu daje suchy proszek

- malo wilgotny, jesli brylka gruntu spoistego przy zgniataniu odkszłca się plastycznie, a reka przyłozona do gruntu nie staje sie wilgotna;

-wilgotny, jesli reka przylozona do gruntu staje się wilgotna;

-mokry ,jeżeli przy ściskaniu gruntu w dłoni, grunt odsącza wodę

-nawodniony, jeżeli grunt odsącza wodę grawitacyjnie

8Strukturalne wlasnosci skał i gruntow

Dla oceny stopnia niejednorodnosci skat i umozliwienia ogolnego rozroznienia skal pod względem ich wewnętrznej budowy wprowadza się szereg pojęc ulatwiających to zadanie. Do podstawowych pojęc charakteryzujących własnosci strukturalne skal zaliczamy gestosc objętosciową(pozoma) i gestosc wlasciwą (rzeczywista). W praktyce geotechnicznej przy wyznaczaniu napręzen w gorotworze poshigujemy się najczęsciej cięzarem objętosciowym i cięzarem wlasciwym. Ze względu na rodzaj wiezow występujacych między poszczegolnymi ziarnami wyroznia się trzy podstawowe grupy skah

-skaty okruchowe — będące prosta. mieszaniną roznych mineralow albo zbiorem ziamjednego mineralu bez zadnych wzajemnych więzi przeciw-dzialających rozdzielaniu się ziam, np.: piasek, zwir;

- skaty spoiste (argilitowe) — ktorych ziama mineralne posiadają otoczki wodno-

koloidalne spajające ziama wjedna^catosc np.: gliny, ify, boksyty;

-skaty zwięzte — (mocne, lite) — w ktorych istnieja. trwate, sztywne lub spręzyste więzi między poszczegolnymi ziamami np.: granity, gnejsy, piaskowce, wapienie.

-Gestosc skał rzeczywistych w ogolnym przypadku jest okreslana przez stosunek sumy masy fazy stalej m₁, cieklej m₂ i gazowej m₃ do sumy objetosci tych fazfz.

Objętość i masę dowolnego elementu wycietego z warstwy skalnej mozna przedstawic nastepujaco:

V=V1+V2+V3

Gdzie:

V1,m1-obj, masa cząstek stałych

V2,m2-obj,masa wody zaw. w porach

V3- obj pow zaw w porach

Gęstosc objętosciowa
—jest to stosunek masy probki skalnej m do jej objętosci V. p=m/V

Gęstosc własciwa po —jest to stosunek masy czastek stalych probki skalnej mi do ich objetosci Vi. po=m1/V1

Ciężar objętościowy- jest to stosunek ciężru fazy stałej G wraz z zawartymi w niej porami do jej obj.V

N/m³

Ciężar właściwy —jest to stosunek ciezaru fazy stalej w stanie sproszko-wanym i wysuszonym G do jej objetosci V

Między cięzarem objętosciowym a gęstościa. objętościową istnieje nastę-pujaca zaieznosc

gdzie:

y -— cięzar objętosciowy, N/m³;

p — gęstosc objętosciowa, kg/m³;

g— przyspieszenie ziemskie, m/s². Podobna zaieznosc istnieje miedzy ciężarem właściwym a gęstością

właściwa

yo-ciężar wł po- gęst wł

Gęstosc objętosciowa szkieletu gruntowego pd—jest to stosunek masy ziarn i czastek statych szkieletu gruntowego do objetosci całej probki (przed wysuszeniem):pd=m1/V

W przypadku gdy znana jest wartosc wilgotnosci, czyli procentowy stosunek wody m2 zawartej w porach do masy szkieletu gruntowego m1 W=(m2/m1)*100 a pd=(p/100+W)*100

Cieżar objetosciowy szkieletu gruntowego Jest to stosunek ciezaru wysuszonej probki G_s do jej objetosci przed wysuszeniem V

PorowatoscP—jest to stosunek objetosci porow w probce skały Vp do objętosci calej probki V:

Wskaźnik porowatości e- jest to stosunek objętości porów Vp do obj. materiału skalnego zawartego w próbce Vs :

Współczynnik szczelnosci ks —jest to stosunek ciezaru objetosciowego γ do ciezaru wlasciwego γ₀

Współczynnik rozluzowania kr — jest to stosunek objetosci rozluzowanej skafy V do jej objetosci w stanie nienaruszonym (w masywie) V.:

Gęstosc nasypowa ρ_n —jest to stosunek gestosci objętosciowej p skały w ma­sywie do wspolczynnika rozluzowania:

Stopień zagęszczenia Jd —jest to stosunek zageszczenia istniejącego w naturze do najwiekszego mozliwego zageszczenia danego gruntu.

gdzie:

e_max — wskaznik porowatosci maksymalnej, ktorą otrzymuje sie przez najbardziej luzne usypanie piasku;

e_min — wskaznik porowatosci minimalnej, przy mozliwie największym zagęszczeniu piasku uzyskanym przez wibracją

e—wskaznik porowatosci naturalnej,

W zaieznosci od stopnia zagęszczenia wyrozniamy tzw.stany gruntow sypkich:

Jd <0,33 — grunt jest luzny;

0,33 < Jd < 0,67 — grunt śr. zagęszczony

0,67 < Jd <1,00 — grunt jest zageszczony

9.Hydrogazomechaniczne wł skał i gruntów

Wlasnosci hydrogazomechaniczne charakteryzują zdolnosc skal do przepuszczania, pochlaniania i zatrzymywania roznych cieczy i gazow oraz sklonnosc skal do zmiany swego stanu mechanicznego podczas oddzialywania cieczami wzglednie gazami. Podstawowym parametrem wlasnosci hydrogazomechanicznych skal i gruntow jest więc wilgotnosc

Wilgotność skaty W—jest to procentowy stosunek masy wody M_w porach skały do masy suchej probki M.d (masy szkieletu skafy):W=(M_w/M_d)*100%

Wilgotność naturalna Wn — odpowiada naturalnej zawartosci wody w skale, niezaleznie od tej ilosci jaka. moze skata w ogole wchłonac.

W celu okreslenia stanu zawilgocenia skafy i sprawdzenia, wjakim stopniujej pory s£[ wypehiione woda, nalezy wyznaczyc wilgotnosc całkowitą i stopień wilgotności

Wilgotność całkowita Wsr — jest to najwieksza wzgledna ilosci wody, gdy pory skafy sa, calkowicie wypehiione wodą.:

gdzie:

e — wskaznik porowatosci, -;

p — cięzar wlasciwy szkieletu skalnego, kN/m³; :

w — ciezar wlasciwy wody = 9,81 kN/m³;

Stopien wilgotnosci Sr—jest to stosunek objętosci wody znajdujacej sie w porach i pustkach skaly Vw, do ich objetosci calkowitej Vp:

W_n — wilgotnosc naturalna probki.

W zaieznosci od wartosci stopnia wilgotnosci wyrozniamy nastepujace stany zawilgocenia gruntow sypkich:

Sr=0-gr suchy

0,0<Sr<0,4-gr małowilgotny

0,4 < Sr < 0,8 — grunt wilgotny;

0,8 < Sr<1,0— grunt mokry

Obecnosc wody wpływa rowniez na ksztattowanie sie wlasnosci gruntow spoistych, zwłaszcza na tzw. konsystencje. Rozróżnia się następujące konsystencje gruntow spoistych:

- płynną — grunt zachowuje się jak ciecz i nie ma prawie zadnej wytrzymalosci na scinanie

- plastyczną — grunt o tej konsystencji poddany pewnemu naciskowi odksztatca się, nie ulega przy tym spekaniom i zachowuje nadany mu kształt

-zwartą — grunt o tej konsystencji odksztatea sie dopiero przy duzych

naciskach, a odksztalceniom towarzyszą spekania. Poszczególne konsystencje są odgraniczone od siebie e sposób bardzo umowny gr-mi konststencji

Granica ptynnosci wl, jest to wilgotność w procentach jaką ma masa gruntowa umieszczona w miseczce aparatu Casagrande'a, gdy wykonana w niej bruzda zlewa sie przy dwudziestym piatym uderzeniu miseczki o podstawe aparatu.

Granica plastyczności W_p - jest to wilgotność w % jaką ma grunt gdy przy kolejnym wałeczkowaniu bryłki gruntu wałeczek pęka po osiągnięciu śr 3mm

Granica skurczalności W_s- jest to wilgotność, w % jaką ma grunt, gdy przy suszeniu bryłka gruntu przestaje zmniejszać swą objętość.

Plastyczne własności gruntów charakteryzuje stopień plastyczności i wskaźnik plastyczności.

Stopień plastyczności J_L. — jest to stosunek różnicy wilgotności naturalnej danego gruntu i granicy plastyczności do różnicy granicy płynności i granicy plastyczności:
gdzie:

Wn — wilgotność naturalna, %;

Wp — granica plastyczności, %;

wl — granica płynności, %.

W zależności od stopnia plastyczności i wilgotności naturalnej wyróżniamy następujące stany gruntów spoistych(grunty:zwarty, połzwarty, twardoplastyczny, plastyczny miękkoplastyczny, płynny)

Wskaźnik plastyczności Jp jest to różnica pomiędzy granicą płynności wl i granica plastyczności Wp:

J_p= W_L-W_p %

Zdolność skał porowatych do przepuszczania cieczy lub gazu siecią kanalików, utworzonych z ich porów pod działaniem naporu hydraulicznego naz. się przepuszczalnością

Współczynnik przepuszczalności kprz określony jest objętością cieczy lub gazu Q o lepkości
; przez jednostkę przekroju poprzecznego skały S w jednostce czasu
przy gradiencie ciśnienia gradp równym jednostce:

m²

Q — ilość cieczy lub gazu przechodzącego przez próbkę, m ;

S — powierzchnia przekroju poprzecznego próbki, m²;

t—czas przepływu, s;

— lepkość dynamiczna w temperaturze doświadczenia, Pa-s;

grad p — spadek ciśnienia na drodze L, tzn. gradp =(p/ -po)/L, Pa/m.

Fizyczny sens takiego wymiaru polega na tym, ze charakteryzuje on wielkosc powierzchni przekroju poprzecznego porow i kanalikow skały, przez ktora odbywa sie przeplyw praktyczną jednostką przepuszczalnosci jest 1 darcy (1 D),

1 D = 1,02*10'¹² m²

Powolne przesączanie się cieczy lub gazu poprzez splatany system porow i kanalikow pod wpływem ciśnienia nazywa sie filtracją.

Wspoiczynnik filtracji kf— przy danej temperaturze okreslany jest stosunkiem objetosci przeplywającej cieczy Q do pola przekroju probki prostopadlego do kierunku przeplywu S oraz czasu przeplywu
i spadku hydraulicznego:
m/s

W zależnosci od wartosci wspołczynnika filtracji, skaly dzielimy na:

-dobrze przepuszczalne—kf> 1000 m/dobe

-srednio przepuszczalne — 10 m/dobe <kf <1000 m/dobe;

- slabo przepuszczalne — 0,1 m/dobe < kf< 10 m/dobe;

-nieprzepuszczalne—kf< 0,1 m/dobe.

Zwiazek miedzy wspolczynnikiem filtracji i współczynnikiem przepuszczalnosci wyrazony jest nastepujacą zaleznoscia;

gdzie:

kprz — wspolczynnik przepuszczalnosci, m²;

— ciezar wlasciwy cieczy lub gazu, N/m³;

— lepkosc dynamiczna cieczy lub gazu,

Pa*s =N*s/m².

Zdolnosc skal do zwiekszania swej objetosci przy nasyceniu wodą nazywa się pęcznieniem.

Wspolczynnik pęcznienia Pv — okreslony jest stosunkiem przyrostu objetosci specznialej skaly do jej objetosci pierwotnej lub stosunkiem przyrostu wysokosci specznialej skaly do jej wysokosci pierwotnej

Gdzie:

Pv-wspołczynnik pecznienia okreslany w warunkach nieograniczonego pecznienia probki, %; Ph — wspolczynnik pecznienia okreslany w warunkach ograniczonego pęcznienia probki, %;

V_k, h_k- objętość, wysokość próbki po spęcznieniu

V₀, h₀- objętość, wysokość początkowa próbki

10. Mechaniczne wlasnosci skal Mechaniczne wtasnosci skat charakteryzują zachowanie się skat pod wplywem oddzialywania mechanicznych obciazen. W zaieznosci od typu, kierunku, wartosci i czasu dziatania obciązenia powstaja. roznorodne zwiazki między napręzeniami i odkształceniami w skatach.

Na podstawie charakteru tych związkow wyrozniamy:

-wtasnosci spręzyste skał — charakteryzujące zaleznosc między napręzeniami i odkształceniami spręzystymi (odwracalnymi);

-wlasnosci wytrzymatosciowe skat — charakteryzujace zaieznosc miedzy napręzeniami i odksztalceniami niszczącymi (nieodwracalnymi);

-wlasnosci plastyczne skał — charakteryzujace zaieznosc miedzy napreze-niami i odkształceniami nieodwracalnymi zachodzacymi bez naruszenia ciaglosci skaly;

-wlasnosci reologiczne skał— charakteryzujace zmiane podanych wyzej wtasnosci przy długotrwałym oddziatywaniu obciazen.

Sprężyste własnosci skał

Wlasnosci spręzyste skał ilosciowo okreslone są modulami spręzystosci czyli

wspotczynnikami proporcjonalnosci między okreslonymi napręzeniami i odpowiadającymi im odksztatceniami spręzystymi. Wyrozniamy następujące moduły spręzystosci:

-modul spręzystosci podłiznej, E

-liczby Poissona, v

-modul sprezystosci postaciowej, G;

-modul sprezystosci objetosciowej, K;

-modul jednostronnego sciskania, M.

Modul sprezystosci podluznej (modul Younga) E — jest to wspolczynnik proporcjonalnosci miedzy wielkoscia. naprezen nonnalnych (sciskajacych lub rozciagajacych) a, a odksztalceniem wzglednym e występującym wzdhiz osi probki

:Modul spręzystosci podłuznej jest jednym z podstawowych parametrow spręzystych skat. Nie ma on wartosci statej, bowiem wartoscjego zmienia się w zaleznosci od obciazenia

Liczba Poissona v -jest to współ. Proporcjonalności między względnymi odkształceniami poprzecznymi, oraz względnymo odkształceniami wzdłużnymi:

Modul spręzystosci postaciowej (modul Kirchhoffa), G — jest to wspolczynnik proporcjonalnosci między wielkoscią napręzen stycznych
(scinajacych) i odpowiadajacym im odksztalceniom postaciowym
charakteryzujacym zmianę kształtu ciała:

Modul spręzystosci objętosciowej, K—jest to wspolczynnik proporcjonalno­sci miedzy naprezeniami sciskajacymi
i wzgledna. zmiana. objetosci
V/V.

Wytrzymałościowe wlasności skal

WIasnosci wytrzymalosciowe okreslane są doraznymi wytrzymalosciami skał występujacymi przy okreslonych napręzeniach.

Wyrozniamy dorazną wytrzymalosc skal na: sciskanie Rc, rozciąganie Rr, ścinanie Rt, zginanie Rg, itd.

Wytrzymalosc dorazna na sciskanie Rc jest to stosunek największej krytycznej sily sciskajacej F, niszczacej probkę do pola powierzchni jej poczatkowego przekroju poprzecznego:
N/m²

Dla okreslenia wartosci Re uzywa si^ probek skalnych o ksztattach kostek szesciennych lub walcow o okreslonej smuklosci hid = 1, d == 40 — 50 mm

Wytrzymalość doraźna na scinanie Rt —Przy czystym scinaniu wytrzymalosc dorazna na scinanie Rt definiowana jest jako stosunek krytycznej sity F do pola powierzchni sciecia S. Rt=F/S. Na ogol wytrzymalosc na scinanie przedstawiona jest za pomoca. dwoch parametrow spojnosci i kąta tarcia wewnetrznego

Wytrzymałość dorażna na rozciąganie Rr -jest to stosunek najw, siły rozciągającej F, przy której próbka ulega zniszczeniu do pola powieerzchni jej poczatkowego przekroju poprzecznego: Rr=F/S N/m²

Wytrzymalosc dorazna na zginanie Rg —jest to krytyczna wartosc naprezenia, przy ktorym probka skalna poddana obciazeniu zgmającemu ulega zniszczeniu. Dia probki w ksztalcie beleczki o przekroju prostokatnym swobodnie podpartej na koncach, a obciazonej jedna. silą skupiona. w srodku długosci probki, dorazna wytrzymalosc na zginanie oblicza sie za pomocą wzoru:

N/m²

gdzie:

F—sila lamiaąca beleczkę, N;

l— odstęp podpor beleczki, m;

b — szerokosc przekroju poprzecznegobeleczki, m;

h —wysokosc tego przekroju, m;

Mg — moment zginajacy odpowiadajacy sile niszczacej, N-m;

Wx — wskaznik wytrzymalosci przekroju na zginanie, m³.

Orientacyjne zaieznosci miedzy wytrzymaloscią na sciskanie a innymi są nastepujace:

Rc>Rt>Rg>Rr i zawarte w granicach:

;

;

Właściwości mechaniczne ośrodka gruntowego - ściśliwość i wytrzymałość na ścinanie

Scisliwosc gruntow

Scisliwosc gruntu jest to zdolnosc gruntu do zmniejszania swej objetosci pod wpfywem obciazenia. Miara. scisliwosci są moduły scisliwosci.Edometryczny modul scisliwosci pierwotnej Mo —jest to stosunek przyrostu efektywnego naprezenia normalnego
do przyrostu calkowitego odksztalcenia wzglednego
mierzonego w kierunku dzialania sily obciazającej w jednoosiowym (edometrycznym) stanie odksztalcen w warunkach umownej konsolidacji gruntu:

— przyrost naprezenia normalnego probki gruntu (cr; - ct, _ i), N/m²;

— odksztalcenie wzgle^dne probki gruntu ;hi — wysokosc probki po zwiekszeniu obciazenia, m;

hi-1 — wysokosc probki w edometrze przed zwiekszeniem obciazenia, m

i — numer zakresu obciazenia;

Edometryczny modul scisliwosci wtornej M — jest to stosunek przyrostu efektywnego naprezenia normalnego
do przyrostu sprezystego (odwracalnego) odksztalcenia wzglednego

mierzonego w kierunku działania siły obciazajacej w jednoosiowym (edometrycznym) stanie odksztatcen

Edometryczny modul odprezenia M jest to stosunek zmniejszenia efektywnego naprezenia normalnego
do jednostkowego przyrostu wysokosci próbki

Moduł ten odczytuje sie z tej czesci krzywej scisliwosci, ktora odpowiada odciazeniu próbki.

Aby sporządzic wykres e = f(a) nalezy przeliczyc wysokosc probki hi na wskaznik porowatosci wg wzoru:

Gdzie:

ei -— wskaznik porowatosci gruntu przy wysokosci probki hi pod obciazeniem

eo — wskaznik porowatosci gruntu przed obciazaniem;

ho — poczatkowa wysokosc probki, mm;

hii — wysokosc probki skonsolidowanej pod obciqzeniem
mm.

Wytrzymałość gruntów na scinanie

Wytrzymałością gruntów na ścinanie nazywamy opór jaki stawia grunt naprężeniom ścinającym, po pokonaniu którego następuje poślizg pewnej części ośrodka w stosunku do pozostałej. Dla skał spoistych oraz sypkich zawilgoconych zależność między wytrzymałością na ścinanie, tarciem wewnętrznym i spójnością określa równanie Coulomba:

τ=σ_ntgφ + c

τ - naprężenie ścinające w płaszczyźnie ścinania, Pa

σ_n - naprężenie normalne, Pa

tg φ - współczynnik tarcia wewnętrznego;

φ - kat tarcia wewnetrznego.

c - spójność, Pa dla skał sypkich wysuszonych c = 0

W gruntach sypkich siłom scinajacym przeciwdziała opór tarcia wewnetrznego, który powstaje w czasie przesuwu ziam gruntu wzgledem siebie w płaszczyźnie poślizgu oraz na skutek obrotu ziarn gruntu względem ziarn sąsiednich. W gruntach spoistych naprężeniom ścinającym przeciwdziała opór tarcia wewnętrznego, spójność rzeczywista zwana kohezją.

Spojnosc, czyli kohezja, jest to opor gruntu stawiany sitom zewnetrznym, a wywołany wzajemnym przyciąganiem cząstek składowych gruntu. Spowodowana jest ona ścisłym wzajemnym przyleganiem ziarn i czastek gruntu, czesciowym ich zlepieniem przez czastki koloidalne oraz napieciem blonek wody otaczajacej ziama mineralne

Oznaczanie wartosci φ i c w warunkach laboratoryjnych należy przeprowadzić zgodnie z przewidywanym sposobem obciazania podloza gruntowego pod projektowaną budowle

Dla budowli, dla których obciążenie użytkowe wynosić będzie:

- ponad 70 % obciążenia całkowitego

- 30 - 70 % obciążenia całkowitego — ścinanie próbek należy wykonać po y konsolidacji ale bez odpływu wody z porów ; mniej niż 30% obciążenia całkowitego

Mechanizm zniszczenia skaly kruchej

|l — Stadium nieliniowego odksztalcania sie skaly.

W stadium tym pod wplywem dzialania naprezenia (01 - 03) nastepuje zamykanie sie mikroszczelin i mikroporow czyli wzrost gestosci skaly, a wiec jej kompakcja. Objetosc probki maleje, a odksztalceniejest tyiko czesciowo odwracalne. Krzywa odksztalcen podluznych wygietajest zwykle w kierunku l osi e. Przy czym im skalajest bardziej zbita, tym krzywizna tajest mniejsza. | Odksztalcenia poprzeczne stopniowo wzrastaja, a wartosci modulu sprezy-tstosci i wspolczynnika Poissona zwiekszaja^ sie. W warunkach dzialania Snienia hydrostatycznego a\ = a-i = 03 o wartosci kilkudziesieciu igapaskali, stadium I nie wystepuje, a krzywe naprezenie — odksztalcenie Eyjmuja. od samego poczatku postac prostych.

Stadium liniowego odksztalcania sie skaly odpowiadajace sprezystemu 3dksztalcaniu sie mineramego szkieletu.

Przyrosty odksztalcen sa. proporcjonalne do przyrostow naprezen. Stosunek poprzecznego i podhiznego odksztalcenia jest staly. Moduly sprezystosci iwartosci stale. Skala zachowuje siejak cialo sprezyste zgodnie z liniowa. znoscia. naprezenie-odksztalcenie.

Stadium liniowosci odksztalcen podhiznych Cz oraz nieliniowosci tsztalcen poprzecznych Exy i objetosciowych £»,.

-idium tym zostaje zapoczatkowany proces niszczenia skaly. Rozpoczyna ae propagacja mikroszczelin pierwotnych, istniejacych w skale. Towarzyszy Najwygodniejsza, metody badania Rr jest metoda poprzecznego sciskania Metoda ta polega na obciazaniu probki skalnej w kszwzdhiz tworzacej walea lub wzdhiz podhiznej kraw^dzi prostopadloscianu.;——.-wartosc pd mozna obliczyc poshiguja^c sie gestQScia. obje^tosciowa150+230)K ze skały ustępuje woda wolna tj. kalama i grawitacyjna; przy dalszym ogrzewaniu od (150 + 230')° K do (400+230) K odparowuje woda mocno zwiazana przez wolne jony w miejscach uszkodzeń siatki krystalicznej oraz u wierzcholkow i bokow krysztalow czastek skalnych. Dopiero przy temperaturze

11. Akustyczne własności skał

Ze względu na częstotliwość fale sprężyste dzieli się na: — fale infradźwiękowe (poddźwiękowe) o częstotliwości do 16 Hz; — fale dźwiękowe (akustyczne) o częstotliwości od 16 Hz do 20 kHz; — fale ultradźwiękowe (naddźwiękowe) o częstotliwości od 20 kHz do

l GHz;

— fale hiperdźwiękowe (hiperakustyczne) o częstotliwości ponad l GHz

W zależności od sposobu rozchodzenia się fal sprężystych wyróżnia się falę podłużną, poprzeczną i powierzchniową.

Fala podłużna—występuje wtedy, gdy cząstki ośrodka drgają równolegle do kierunku rozchodzenia się fali.

Fala poprzeczna— występuje wtedy, gdy cząstki ośrodka drgają prostopadle do kierunku rozchodzenia się fali.

Fala powierzchniowa Gdy ośrodek stały zostanie ograniczony powierzchnią swobodną, wówczas wzdłuż tej powierzchni 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 których cząsteczki ośrodka poruszają się po elipsach położonych w płaszczyźnie pionowej, równoległej do kierunku ruchu); — fale Love'a, w czasie propagacji których cząsteczki drgająw płaszczyźnie poziomej, prostopadłej do kierunku rozchodzenia się fali

Warunki rozchodzenia się fal sprężystych w skałach charakteryzuj ą parametry akustyczne skał, do których zaliczamy: prędkość rozchodzenia się fali, akustyczną oporność falową, współczynniki odbicia, załamania, współczynnik tłumienia

Prędkość fal sprężystych — jest to szybkość rozchodzenia się zmiennych (znakowo) naprężeń lub odkształceń w skałach.

Prędkość rozchodzenia 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/o, modułu sprężystości podłużnej E oraz liczby Poissona v lub innych parametrów sprężystych. Prędkość rozchodzenia się fali podłużnej ^p wynosi:

gdzie:

E — moduł sprężystości podłużnej, Pa;

P — gęstość objętościowa ośrodka, kg/m3;

v — liczba Poissona.

Prędkość rozchodzenia się fali poprzecznej
wynosi:

Prędkość rozchodzenia się fali powierzchniowej
wynosi:

Znając wartości prędkości fal podłużnych i poprzecznych można określić stałe sprężyste badanego ośrodka.

Moduł sprężystości podłużnej:

Moduł sprężystości postaciowej:

Moduł sprężystości objętościowej:

Moduł jednostronnego ściskania:

Wyznaczone w ten sposób wartości — wykorzystujące prędkości fal sprężystych — noszą nazwę modułów dynamicznych w odróżnieniu od parametrów sprężystych statycznych wyznaczonych metodami laboratoryjnymi na próbkach skalnych poprzez statyczne obciążanie.

Współczynnik anizotropii prędkości, który jest określony następującym wzorem:

gdzie:

- prędkość rozchodzenia się fali podłużnej w kierunku równoległym i prostopadłym do uwarstwienia.

Akustyczna oporność falowa z — charakteryzuje opór skały przy rozchodzeniu się fali sprężystej. Liczbowo równa jest iloczynowi gęstości skały p i prędkości fali podłużnej

Współczynnik odbicia K_o — jest to stosunek energii fali odbitej W_o do energii fali padającej W_p. Przy normalnym (prostopadłym) padaniu fali na powierzchnię graniczną, współczynnik odbicia wyraża się wzorem:

gdzie:

z₁ — oporność falowa ośrodka od którego fala się odbija;

z₂ — oporność falowa ośrodka w którym rozchodzi się fala padająca i fala odbita od powierzchni granicznej.

Współczynnik załamania n — jest to współczynnik charakteryzujący zmianę kierunku fali sprężystej przy przejściu z jednego ośrodka do drugiego, ilościowo równy stosunkowi sinusa kąta padania do sinusa kąta załamania:

Współczynnik tłumienia α —jest to współczynnik charakteryzujący stopień zmniejszenia amplitudy drgań sprężystych na jednostkę długości drogi:

Maksymalne tłumienie fal sprężystych obserwuje się w gazach, mniejsze w cieczach, a minimalne w ciałach stałych. Ośrodek skalny będąc mało sprężystym, niejednorodnym, porowatym tłumi fale silniej niż ciecz. Dlatego współczynnik tłumienia fali w skałach porowatych w miarę nasycenia ich wodą zmniejsza się.

12. Termiczne własności skał

Procesy fizyczne związane z przewodzeniem i pochłanianiem ciepła oraz jego oddziaływaniem na ośrodek skalny charakteryzowane są, własnościami termicznymi skał.

Ogólnie przepływ energii cieplnej w ośrodku skalnym odbywa się na drodze:

• kondukcji (przewodnictwa cieplnego;

• konwekcji (unoszenia);

• radiacji (promieniowania).

Przewodność cieplna skał

Przekazywanie ciepła w ciałach jednorodnych odbywa się na drodze zmiany energii kinetycznej przy zderzeniach elektronów lub stopniowego przekazywania drgań siatki krystalicznej od jednej części do drugiej.

Pierwszy typ przewodności nosi nazwę elektronowej i jest charakterystyczny dla metali i półprzewodników.

Drugi typ można identyfikować zasadniczo z drganiami części siatki krystalicznej. Fonony to kwanty pola drgań siatki krystalicznej. Każdy fonon podobny jest do fotonu, posiada więc energię równą h^.f, gdzie:

h — stała Plancka (h = 6,62607^.10^-34 J^.s),

f— częstotliwość drgań cieplnych, Hz.

W skałach występuje więc przewodność fononowa.

Współczynnik przewodzenia ciepła λ równy jest ilości ciepła Q, przechodzącego w jednostce czasu τ przez jednostkę przekroju poprzecznego S, przy gradiencie temperatur równym jednostce w przypadku stacjonarnego strumienia ciepła (dT/dτ = O):

gdzie:

Q — ilość ciepła przechodzącego przez próbkę, J;

L — droga przepływu ciepła (długość próbki), m;

T₁, T₂ — temperatury na skrajnych powierzchniach próbki. K;

τ — czas przepływu ciepła, s;

S — powierzchnia przekroju poprzecznego próbki, m².

Odwrotnością współczynnika przewodzenia ciepła jest cieplna oporność właściwa ξ,:

Stosunek cieplnej oporności właściwej mierzonej prostopadle do uwarstwienia ξ_⊥ i do oporności mierzonej równolegle do uwarstwienia ξ_II, charakteryzuje zjawisko anizotropii cieplnej. Współczynnik anizotropii cieplnej określa się zależnością:

Pojemność cieplna skał

Cieplna pojemność właściwa C_w równa jest ilości ciepła Q potrzebnego do podwyższenia temperatury jednostki masy skały o jeden stopień:

Pojemność cieplna objętościowa C_v jest liczbowo równa ilości ciepła Q koniecznego do zmiany temperatury jednostki objętości skały o jeden, stopień.

Między pojemnością cieplną objętościową C_v i właściwą C_w istnieje następująca zależność:

C_v = C_w ^. ρ

gdzie:

p — gęstość objętościowa skały, kg/m³.

Przewodność temperaturowa skał

Współczynnik przewodzenia temperatury a — charakteryzuje prędkość rozchodzenia się temperatury w skale i równy jest stosunkowi przewodzenia ciepła λ do iloczynu właściwej pojemności cieplnej C_w i gęstości objętościowej skaty ρ :

Rozszerzalność cieplna skał

Związek między przyrostem temperatury próbki skalnej, a zmianą jej wymiarów początkowych charaktery żuj ą współczynniki cieplnej rozszerzalności liniowej i objętościowej.

Współczynnik cieplnej rozszerzalności liniowej β — charakteryzuje zdolność skały do zmiany swoich wymiarów liniowych podczas przyrostu temperatury:

gdzie:

L —początkowa długość nieobciążonej próbki skalnej, mm;

ΔL — przyrost wymiarów liniowych próbki skalnej, mm;

ΔT— przyrost temperatury w wybranym zakresie temperatur, K.

Współczynnik cieplnej rozszerzalności objętościowej ω — charakteryzuje zdolność skały do zmiany swej objętości podczas przyrostu temperatury:

Naprężenia termiczne σ_T są to naprężenia pojawiające się w skale w wyniku nierównomiernego ogrzewania poszczególnych ziaren mineralnych skały.

Przy uwzględnieniu tylko rozszerzalności liniowej:

Przy uwzględnieniu rozszerzalności objętościowej:

gdzie:

K— moduł sprężystości objętościowej, Pa;

v — liczba Poissona.

Zmiany temperatury z głębokością zalegania skał

Stopień geotermiczny S_g- jest to liczba metrów, przy której temperatura wzrasta o 1°C względnie l K.

gdzie:

ΔH— przyrost głębokości, m;

ΔT— przyrost temperatury o 1°.

Wartość stopnia geotermicznego waha się lokalnie między 5 i 100 m. Dla Europy zachodniej i środkowej, przeciętny stopień geotermiczny wynosi 33 m.

Gradient geotermiczny G_g —jest to liczba stopni, o jaką temperatura wzrasta na l m głębokości:

Temperaturę panującą na danej głębokości określa się według wzoru:

T = T_o + G_g(H-H_o)

gdzie:

T— temperatura panująca na głębokości H;

T_o — temperatura warstwy neutralnej na H_o = 20 m, równa średniej rocznej temperaturze powierzchni Ziemi;

H— rozpatrywana głębokość;

H_o — głębokość warstwy neutralnej.

Dla skał niejednorodnych przebieg zmiany temperatury z głębokością nie ma jednak charakteru prostoliniowego, dlatego można go wyrazić za pomocą zależności:

T = T_o + a(H-H_o)^b

gdzie:

a, b -parametry zależne od zmiany gradientu z głębokością.

---