Określenie F.G- nowa nauka, pojawiła się w latach 60. Metody badania bliskie fizyce ciała stałego. Stosowane zasady teorii podobieństwa

Statystyki matematycznej, wykorzystuje zależności korelacyjne. Miejsce F.G. określone jest jej obiektem badań, bez znajomości składu mineralnego, wł. strukturalnych skał, oraz warunków ich zalegania możliwe jest badanie fizycznych wł. skał i masywów skalnych.

Fiz.Górotw.- to nauka o fizykotech. wł. skał i procesach w nich przebiegających, a wywołanych działalnością górniczą, współzależnościami między nimi i zasadami ich wykorzystywania przy rozwiązywaniu zadań związanych z technologią urabiania.

Zadania F.G - 1)badanie fiz. wł. skał; ustalenie wartości fiz.-chem parametrów, 2)ustalenie zależności zmian wł. fiz w warunkach zewnętrz. Oddziaływania pól fizycznych, 3)ilościowy opis procesów fiz. w górotworze, 4)badanie przebiegu procesów w górotworze;

a)opracowanie nowych metod oddziaływania na skały pozwalających zmieniać ich wl. fiz przez ochładzanie, ogrzewanie, nasycanie cieczą

b)opracowanie nowych technologii urabiania i rozdrabniania, z wykorzystaniem oddział. mech., termicznego, magnetycznego.

c) stworzenie systemów kontroli składu, budowy i zachowania się skał w procesach związanych z działalnością górniczą

Termicz. własności skał - charakteryzują proces rozchodzenia się i pochłaniania ciepła w skałach, warunkiem przepływu ciepła jest nierównomierny rozkład temp. w skale. Przez ciepło rozumie się sumę średniej energii kinet. cząstek skały, natomiast przez temp. pewną miarę tej energii. Przeplyw odbywa się: 1)na drodze kondukcji w fazie stałej 2)na drodze konwekcji w fazie ciekłej i gazowej 3)na drodze radiacji we wszystkich fazach.

W ciałach jednorodnych przekazywanie ciepła odbywa się na drodze zmiany en. kinet przy zderzeniach elektronów, ten typ przewodności nosi nazwę ELEKTRONOWEJ jest charakt. dla metali i półprzewodników. W ośrodku skalnym przekazywanie ciepła odbywa się zwykle przez drganie siatki krystal, ten typ przew. można identyfikować do drgań FONONÓW.

Fonony - to kwanty pola drgań siatki kryst., każdy F jest podobny do fotonu pola elektromag., posiada określoną energię i częstotliwość drgań. W skałach mamy więc do czynienia z przewodnością fononową.

Wsp. przewodz. ciepła - jest to ilość ciepła Q przechodząca w jedn. czasu  przez jedn. przekroju poprzecz. F przy gradiencie temp. = jednostce w przypadku stacjonarnego strumienia ciepła

λ=

Cieplna opor. właściwa - to odwrotność wsp. przew.ciepła. Charakteryzują zdolność skał do przekazywania ciepła

Wsp. anizotropii - stosunek cieplnej oporności wł. mierzonej prostop. do uwarstwienia, do oporności mierzonej równolegle.

Cieplna poj. właściwa - charakteryzuje pochłanianie ciepła przez skałę, tzn. zwiększenie energii wewn. części siatki krystalicznej, jest równa ilości ciepła Q potrzebnego do podwyższenia temp. jednostki masy o 1 st.

C=

Pojem. cieplna objęt. - to ilość ciepła potrzebna do zmiany temp. jednostki objętości o 1 st.

Wsp. przew. temp.- charakt. prędkość rozchodzenia się temp. w skale. wsp.  i a charakt .izolacyjne własności skał, a zależą od udziału poszczególnych faz, od cech strukt. i tekst., od stanu wilgotności i temperatury

a=

Wsp. cieplej rozszerz. liniowej - to zmiany przyrostu próbki skalnej z przyrostem temp., ciepło pochłonięte przez skłę zużyte na ogrzanie i pracę wewn. związaną z rozszerzalnością cieplną.

Wsp. cieplej rozszerz. objętośc. - to zdolność skały do zmiany swej objętości podczas przyrostu temp.

Napręż. termiczne - powstają w wyniku nierównomiernego nagrzewania bądź rozszerzenia ziarn mineral. Przy uwzględnieniu tylko rozszerzalności :

• liniowy
  

• objętościowej
  

Stopień geoterm. - to liczba metrów, przy której temp. wzrasta o 1 st.

Gradient geoterm. - liczba stopni o jaką temp. wzrasta na 1m gł. Stały wzrost temp. zgodnie z gradientem następuje dopiero od tzw. Warstwy neutralnej, która w Polsce waha się od 15-20m.

Temp. panująca na głeb. X - T=T_O+G(H-H_O) b) dla skał niejednorodnych nie ma to charakt. Prostoliniowego T=T_O+(H-H_O)^B

Przepływ kondukcyjny - to przechodzenie ciepła wewnątrz poszczególnych ziaren min. Przepływ następuje w miejscach ich styku, w lepiszczu międzyziarnowym a wymiana ciepła na granicy ziaren min. i płynów.

Przepływ konwekcyjny - przepływ ciepła w płynach wypełniających pory

Droga promieniowania - przepływ przez promieniowanie jest możliwy, gdy temp. skaly jest ok.1000 st. Kelwina.

Ilość ciepła Q_c przepływającego od pow. skały o wyższej temp. T₁ do pow. o niższej T₂, przez pole S w czsie T w przypadku przepływu ustalonego w czasie Q_c=_(__X₁-X₂)*ST _c - wsp. przewodzenia ciepła

Gęstość pow. strum. ciepła - ilość ciepła przepływającego w jednostce czasu przez jednostkę pola pow.

j_c =
.

ODDZIALYWANIE PÓL CIEPLNYCH NA SKAŁY

1.związany z pojawieniem się w skalach naprężeń term. Podczas nierównomiernego podgrzewania poszczególnych cząstek skały, lub nierównomiernego rozszerzania poszczególnych ziarn. Jeśli pewna objętość skały zostanie nagrzana lub ochłodzona równomiernie, to w niej również mogą powstać wewn. naprężenia cieplne. Przy cyklicznych zmianach temp. naprężenia te są przyczyną odksztalceń, a nawet przyczyną rozpadu skał, co można wykorzystać w termicznych metodach urabiania.

2. uzależnione jest od termochem. przemian minerałów w skałach. Wyróżniamy przemiany:

a)wysychanie skały przez usunięcie wody wolnej

b)przejście skały z jednego stanu w drugi

c)przejście min. z jednej formy kryst. w inną bez zmian ich składu chem.

d)dehydratacja (usunięcie wody chem. związanej)

e)dysocjacja (samorzutny rozpad min. na mniejsze cząstki podczas ogrzewania z wydzieleniem fazy gazowej

f)utlenianie i redukcja

Największy spadek wartości modułu E obserwuje się do temp. ok. 600st. W skalach zawieających węgiel wysoka temp. prowadzi do wypalenia skały. Moduł sprężystości postaciowej G, w miarę wzrostu temp. skał maleje i przy temp. topnienia wynosi 0.

OCHŁADZANIE

Następuje zwiększenie modułu E w wyniku zamarzania wody wypelniającej pory i wzmacniania się wiązań miedzycząst

SORBCJA I ADSORBCJA.

Sorpcja obejmuje: 1)adsorpcję- pochłanianie subst. na pow. podziału 2)absorpcję- pochłanianie subst. przez całą obj. Ciała pochłaniającego

Zdolność skały do sorbowania pary wodnej nazywa się higroskopijnością. W wyniku sorbcji następuje zmiana stężenia substancji w porach.

Uzupełnienie tego stężenia do wartości pierwotnej lub wyrównanie stężeń może nastąpić w wyniku przepływu cieczy lub gazu.

A_s= A_sr[1-exp(-ks)] - to ilość substancji A_s zaadsorbowana na jednostkę masy adsorbentu w czasie  od chwili początku adsorbcji.

A_sr- równowagowa ilośc substancji zaadsorbowanej

ks- stała zależna od pow. adsorbenta

Sorpcja prowadzi do lokalnych zmian stężenia cieczy lub gazów, różnica stężeń wywołuje dyfuzję substancji wypełniających pory.

M = -Ddρ
*SΔT- ilość masy substancji migrującej w skale z miejsca o wyższym stężeniu C1 do miejsca o niższym stężeniu C2, przez pole S w czasie T.

Ilość masy przenoszonej w jednostce czasu przez jedn. pow. nazywa się gęstością pow. strumienia masy Im=
[kg/m²*s]

Pory w skale mogą mieć różną średnicę, i różny stopień wzajemnej łączności, z tego powodu wartość wsp. dyfuzji ocenia się na podstawie badania kinetyki procesu sorpcyjno - dyfuzyjnego. Proces ten, jak i zjawisko pęcznienia można scharakteryzować poprzez wsp. rozszerzalności stężeniowej _c . Określa on związek między przyrostem stężenia C subst. adsorbowanej w skale.

c = c (C-Co)ⁿ = c (C)ⁿ

Nierównomierność pęcznienia skały, związana jest z niejednorodnością pola stężeń, oraz anizotropią rozszerzalności stężeniowej. Wymienione parametry są przyczyną powstania naprężeń stężeniowych w skale. Rozpatrujemy próbkę skały jednorodnej w kształcie walca w której przebiega proces sorpcyjno - dyfuzyjny. Jeżeli końce pręta są swobodne, to wzrost stężenia substancji sorbowanej w skale o wartość C spowoduje wzdłużne odkształcenie pręta c = c*C, w pręcie którego oba końce są przymocowane do nieruchomych i nieodkształcalnych płyt wzrost stężenia o C wywoła naprężenia ściskające stężeniowe σ_c = _c*E*C .

WPŁYW WILGOCI NA WŁ. FIZ.

Nasycenie skały wodą ułatwia jej zniszczenie przy znacznie mniejszych naprężeniach, niż w wypadku skał suchych. Woda pod działaniem zewn. Ćiśnienia dąży do rozprzestrzeniania się w całej objętości skały, naruszając więzi między cząstkami, rozszerzając szczeliny, przeciwdziałając się ich zamykaniu. Mierząc przyrost masy próbki pochłaniającej wilgoć z powietrza, aż do chwili ustalenia się równowagi, czyli pełnego nasycenia wilgocią uzyskuje się charakterystykę kinetyki sorpcji.

Nasycone wodą gliny, iły stają się plastyczne, ich wytrzymałość na ściskanie spada. Zawilgocenie skał porowatych prowadzi do wzgl. Wzrostu wsp. przewodnictwa cieplnego . Przy niewielkim wzroście nawilgocenia, przewodnictwo temp. wzrasta, przy dalszym wzroście wilgotności obniża się w wyniku wpływu pojemności cieplnej. Innym parametrem może być opór elektr. W dobrych przewodnikach, będących w stanie suchym, przewodnictwo elektr. Ze zmianą wodonasycenia zmienia się w niewielkich granicach, natomiast w złych przewodnikach bardzo silnie. Na wielkość oporu elektr. Wpływa nie tylko woda, ale również stopień jej mineralizacji.

POLE WIELKOŚCI FIZYCZNYCH

Obszar przestrzeni, w którym każdemu punktowi przyporządkowana jest jedna lub więcej liczb określających jakąś wielkość fizyczną. Wszystkie wielkości określające jedną wielkość fizyczną tworzą tzw. Pole fizyczne. Funkcja dokonująca przyporządkowania danej wielkości do pola fizycznego nazywamy funkcją pola. Zakładamy, że funkcja ta w otoczeniu danego punktu jest jednowartościowa, ciągła i różniczkowalna.

RODZAJE PÓL FIZYCZNYCH:

- stacjonarne czyli ustalone w czasie i zaliczamy do nich takie, jeżeli określona wielkość fiz. zależy jedynie od położenia, nie zmienia się w czasie

- niestacjonarne zmienne w czasie, jeżeli określona wielkość fizyczna zależy nie tylko od położenia, ale również od parametru czasu. Jeżeli w każdym punkcie obszaru rozważana wielkość jest taka sama, pole fizyczne nazywamy jednorodnym. Rozważana wielkość nie zależy od położenia. Rozważane pole fizyczne zależy od przyjętego układu współrzędnych: prostokątnych, walcowych, kulistych. Jeżeli rozważana wielkość zależy tylko od dwóch współrzędnych to mówimy wtedy o płaskim polu fizycznym.

RODZAJE WIELKOŚCI FIZYCZNYCH ze względu na charakter geometryczny:

Skalar, wektor, tensor.

O tym, czy dana wielkość fizyczna jest skalarem, wektorem, czy tensorem decyduje nie tylko ilość liczb opisująca daną wielkość, ale również zachowanie się tej wielkości względem transformacji układu współrzędnych tzn. przesunięcia, obrotu, odbicia.

Skalar - wielkość określona jedną liczbą, która nie zmienia się przy jakiejkolwiek zmianie układu współrzędnych. Skalar jest więc niezmiennikiem.

Wektor - w przestrzeni trójwymiarowej taka wielkość fizyczna o trzech składowych, której składowe spełniają warunki: -przy przesunięciu równoległym pozostają niezmienne, -przy obrocie zmieniają się, -przy odbiciu lustrzanym składowa prostopadła do płaszczyzny odbicia zmienia znak.

Tensor - drugiego rzędu w przestrzeni trójwymiarowej, wielkość fizyczna określona 9 składowymi, które zachowują się: -są niezmienne przy przesunięciu równoległym,

-zmieniają się przy obrocie,

-zmieniają znak przy odbiciu lustrzanym, z wyjątkiem składowych przekątnych.

MIARY NIEJEDNORODNOŚCI PÓL FIZYCZNYCH.

Czynnikiem warunkującym przebieg procesów fizycznych w rozważanym obszarze jest niejednorodność pól fizycznych.

POLE SKALARNE

Rozważamy płaskie pole zadane w prostokątnym układzie współrzędnych. W polu tym można wyznaczyć linie, na których rozważana wielkość skalarna posiada jednakową wartość. Są to tzw. izolinie pola lub linie ekwiskalarne (izotermy, izobary). Pochodne cząstkowe określają szybkość zmiany wielkości w kierunku osi x i y. Sumując wektorowo zmiany wielkości skalarnej w kierunku x i y otrzymuje się wielkość grad a (wektor):

Kierunek tego wektora wyznacza kierunek największej zmiany pola skalarnego, natomiast jego wartość określa wielkość zmiany pola skalarnego w danym punkcie przestrzeni. Jeżeli pole skalarne jest jednorodne tzn. a=const, grad a = 0. Wielkość wektorową grad a można uważać za lokalna miarę niejednorodności pola skalarnego. Operator różniczkowy gradient przypisuje dowolnemu polu skalarnemu odpowiednie pole wektorowe grad a. Dla oznaczenia operatora różniczkowego grad używa się często symbolu nabla
. Takie ujęcie pozwala w sposób formalny oddzielić gradient od skalara a i na odwrót, pozwala uznawać formalnie wektor
za wynik mnożenia składowych wektora nabla przez skalar a.

POLE WEKTOROWE

Rozważamy płaskie pole wektorowe zadane w prostokątnym układzie współrzędnych x,y. W polu tym nie można wyznaczyć bezpośrednio izolinii ponieważ wielość wektorowa u określa dwie jego składowe u_x i u_y, a każda w zadanym obszarze może zmieniać się inaczej. Dla określenia miary niejednorodności pola wektorowego należy oddzielnie zbadać zmianę składowej u_X wzdłuż osi x i y oraz zmianę u_Y wzdłuż osi x i y. Wielkość tych zmian określają odpowiednie pochodne cząstkowe

W przypadku płaskiego pola wektorowego miarę niejednorodności stanowić będzie wielkość o czterech składowych zwana gradientem lecz oznaczona Grad u

Rozważania przenieść można również na przestrzenne pole wektorowe.

Wielkość Grad u jest tensorem drugiego rzędu dlatego też zwana jest gradientem tensorowym. Operator różniczkowy Grad przypisuje dowolnemu polu wektorowemu pole tensorowe gradient u. Gdy pole wektorowe jest jednorodne tzn dla u=const to Grad u=0. Wielkość tensorowa Grad u jest lokalną miarą niejednorodności pola wektorowego. Gradient tensorowy można wyrazić przez operator wektorowy nabla.

Oprócz tensorowej miary niejednorodności w polu wektorowym możemy określić drugą skalarną miarę niejednorodności tego pola. miara ta określona iloczynem skalarnym wektora
i wektora U . Określona w ten sposób wielkość skalarną nazywamy dywergencją lub rozbieżnością pola wektorowego. Operator różniczkowy div przypisuje dowolnemu polu wektorowemu U pole skalarne dywergencją

Gdy pole wektorowe jest jednorodne, czyli u = const to div u = 0. W dowolnym polu wektorowym można określić dwie miary niejednorodności pola:

-miarę tensorową Grad u

-miarę skalarną div u.

UKŁAD FIZYCZNY.

Nazywamy wyodrębnioną do badań organiczną część przestrzeni materialnej, czyli pewien obszar górotworu, który może reagować w określony sposób na jakieś zewnętrzne oddziaływania. Pomiędzy układem a otoczeniem znajduje się osłona posiadająca różne własności fizyczne. Gdy osłona doskonale oddziela układ od otoczenia mówimy wtedy, że układ jest izolowany.

PARAMETRY UKŁADU

Parametry ekstensywne - są to te wielkości, które związane są z wymiarami przestrzennymi układu fizycznego, a ich pomiar obejmuje cały układ np. masa układu, energia układu, ładunek elektryczny. Cechą charakterystyczną wielkości ekstensywnych jest ich sumowanie się.

Parametry intensywne - mają charakter lokalny, można je więc mierzyć w określonym miejscu danego układu. Wielkości intensywne przy połączeniu dwóch układów wyrównują się a nie dodają. Gęstość masy będąc parametrem intensywnym jest zarazem ilorazem dwu wielkości ekstensywnych. Wszystkie wielkości, które są ilorazem dwu wielkości ekstensywnych są wielkościami intensywnymi.

PROCES FIZYCZNY.

Jeżeli w rozważanym układzie fizycznym nie zachodzą zmiany parametrów i nie występują żadne przepływy wówczas mówimy, że układ jest w równowadze. W wyniku zewnętrznego oddziaływania otoczenia na układ lub przemian zachodzących w samym układzie mogą zmienić się wartości parametrów układu, mogą też występować przepływy wielkości ekstensywnych. Zjawisko zmiany parametrów układu lub występowania przepływów nazywamy procesem fizycznym. Proces ten polega na przepływie wielkości ekstensywnych i wyrównaniu się wielkości intensywnych.

ODDZIAŁYWANIA FIZYCZNE.

Mechaniczne objętościowe, w którym charakt. wielkością ekstensywną jest skalarna wielkość objętości. Rozpatrujemy układ odizolowany od otoczenia, który dzielimy na dwa podukłady rozdzielone przegrodą, która może się przesuwać. W podukładzie 1 panuje ciśnienie p₁>p₂, wówczas ścianka się przesuwa do wyrównania ciśnień. Podukład 1 traci energię, jego objetość wzrasta, a ciśnienie maleje. Oprócz przepływu objętości nastąpił przepływ energii, ale energia całkowita została bez zmian. Iloraz dwu wielkości ekstensywnych jest wielkością intensywną

Przy wzroście ciśnienia objętość maleje, stąd za charakterystyczną wielk.intens.uznaje się wartość ujemną ciśnienia.

Mechaniczne reologiczne

Zakładamy, że dwa układy poruszają się wzdłuż jednej prostej w tą samą stronę. Układ 1 porusza się z prędkością v₁ i masą M₁, a drugi V₂,M₂. Jeżeli V₁>V₂, to w określonej chwili oba układy zetkną się. Z układu 1 do 2 przepływać będzie pęd i energia do chwili V₁=V₂. Pęd jako iloczyn masy i prędkości oraz energia są wielk.ekstens. zachowawczymi.

V₁,M₁+ V₂,M₂=

E₁+E₂=

Prędkość jest charakt.wielk.intensywną w oddziaływaniu mech.reologicznym, gdyż wyznacza kierunek procesu przepływu i energii oraz określa warunek równowagi procesu. Przepływ pędu odbywa się gdy poszczególne cząstki mają różne prędkości. W tym oddziaływaniu wielkość charakt.jest wektorem w pozostałych są to skalary.

Oddziaływanie subst chemicznej

Rozpatrujemy układ odizolowany od otoczenia. Wyróżniamy dwa podukłady rozdzielone przegrodą nieruchomą lecz przenikliwą dla masy. Przenikanie masy trwa tak długo, aż wyrównają się wielkości intensywne czyli potencjały chemiczne układu. Początkowa potencjał chemiczny układu 1 jest większy od 2, po zakończeniu wymiany wyrównują się. Przechodząca masa przenosi również energię. Zarówno masa jak i energia są wielkościami ekstensywnymi zachowawczymi. Zachowawcza jest całość energii a nie poszczególne formy.

Oddziaływanie elektrostatyczne

Zakładamy układ odizolowany oddzielony przegrodą nieruchomą, nieprzenikliwą dla masy, ale jest przewodnikiem ładunku elektrycznego. Jeżeli potencjał elektrostatyczny układu 1 jest większy od 2, to z układu 1 do 2 przepływa przez osłonę ładunek elektryczny unosząc również ze sobą energię. Przepływ ładunku i energii trwa do wyrównania się potencjałów. W tym oddziaływaniu zarówno ładunek elektryczny jak i energia są wielkościami zachowawczymi.

Oddziaływanie termiczne

Układy rozdzielone nieruchomą, nieprzenikliwą dla masy, ale przewodząca energię cieplną przegrodą, posiadają różne temperatury. Przepływ trwa tak długo, aż temperatury wyrównają się. Energia jest wielkością zachowawczą. W tym oddziaływaniu wraz z energią nie przepływa żadna inna zachowawcza wielkość ekstensywna. Drugą wielkością ekstensywną lecz niezachowawczą jest entrpoia S₁+S₂<

Energia się rozprasza, a entropia rośnie. W części izolowanej od otoczenia ilość stracona przez jeden układ jest mniejsza od ilości zyskanej przez drugi, dotyczy to procesów rzeczywistych i jest ilościowym wyrazem II zasady termodynamiki -ΔS₁=-S₂.

4.Cechy strukturalne górotworu

Ciągłość

Środowisko materialne będzie środowiskiem ciągłym, jeżeli dla dwóch bliskich jego punktów 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.

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. Natomiast 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.Izotropowe są gazy, ciecze Jednorodne substancje bezpostaciowe , 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 strukturalne 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 zgodnie z norma, PN-86/B-02480 rozumie się wierzchnią, czesc skorupy ziemskiej wspolpracujaca. z obiektem budowlanym lub tez stanowiacą jego element, wzglednie shizącą jako tworzywo do wykonania z niego budowli ziemnych

W mysl tej definicji gmnt budowlany jest zawsze skala.w ogolnym pojęciu , przy czym skala nie zawsze bedzie spelniala wymagania stawiane gruntom budowlanym.

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

Melody 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 wlasnosci gruntow charakteryzuje stopien plastycznosci i wska-znik plastycznosci.

Stopien plastycznosci J_L. — jest to stosunek roznicy wilgotnosci naturalnej danego gruntu i granicy plastycznosci do roznicy granicy plynnosci i granicy pla­stycznosci:
gdzie:

Wn — wilgotnosc naturalna, %;

Wp — granica plastycznosci, %;

wl — granica pfynnosci, %.

W zaieznosci od stopnia plastycznosci i wilgotnosci naturalnej wyrozniamy nastepujaące stany gruntow spoistych(grunty:zwarty,połzwarty,twardoplastyczny,plastyczny miękkoplastyczny, płynny)

Wskaznik plastycznosci Jp jest to roznica pomiedzy granicaą plynnosci wl i granica plastycznosci 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

Wspolczynnik przepuszczalnosci kprz okreslony jest objetoscią cieczy lub gazu Q o lepkosci
; przez jednostke przekroju poprzecznego skaly Sw jenostce czasu
przy gradiencie cisnienia gradp rownym jednostce:

m²

Q — ilosc cieczy lub gazu przechodzacego przez probke, m ;

S — powierzchnia przekroju poprzecznego probki, m²;

t—czas przeptywu, s;

— lepkosc dynamiczna w temperaturze doswiadczenia, Pa-s;

grad p — spadek cisnienia 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/m²Wytrzymalosc 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.

Fizyczna struktura górotworu

Materię budującą górotwór ocenić można w skalach rozmiarów:— ultramikroskopowa — skala atomu lub drobiny pierwiastka o rozmiarze 10^-10 m;— mikroskopowa — skala pojedynczego ziarna mineralnego o rozmiarze 10^-6-10^-1m;— mezoskopowa — skala próbki skalnej: laboratoryjnej o rozmiarze 10^-2-10^-1m; naturalnej o rozmiarze 10^-1-10¹ m;— makroskopowa — skala złoża skalnego o rozmiarze 10¹ - l0² m;— megaskopowa — skala masywu skalnego o rozmiarze l0² - l0⁴ m.

Elementy strukturalne górotworu

Atomy to najmniejsze elementy materii. Zbiór atomów posiadających te same własności chemiczne nazywany jest pierwiastkiem chemicznym. Obecnie znamy 111 pierwiastków chemicznych, z których 88 występuje w przyrodzie.

Minerały są to określone związki chemiczne stanowiące składniki skorupy ziemskiej. Podstawowe jednostki, z których zbudowane są ciała krystaliczne, mają kształt równoległościanów zwanych komórkami elementarnymi. Pojęcie minerału ograniczone jest do substancji chemicznych odpo­wiadających trzem warunkom, tj.:— powstających w sposób naturalny w skorupie ziemskiej;— posiadających ściśle określony skład chemiczny;— wykazujących ściśle określoną krystaliczną strukturę wewnętrzną. Naturalne, luźne lub lite zespoły minerałów powstałe w wyniku określonego procesu geologicznego nazywane są skałami.

Złoża skalne są to nagromadzenia kopaliny użytecznej powstałej w skorupie ziemskiej w wyniku różnych procesów geologicznych W zależności od genezy wyróżnia się: a) złoża egzogeniczne — powstałe pod wpływem procesów zachodzących na powierzchni Ziemi, głównie wietrzenia i sedymentacji;

b) złoża endogeniczne — powstałe w wyniku krystalizacji magmy i jej resztek ciekłych i gazowych oraz ich oddziaływania na skalne otoczenie;

c) złoża metamorficzne — powstałe z przeobrażenia złóż endogenicznych i egzogenicznych.

Masyw skalny jest zespołem różnych złóż skalnych, czyli określonym obszarem górotworu o objętości kilkaset do kilkudziesięciu tysięcy metrów sześciennych, w którym to obszarze zachodzą zjawiska fizyczne związane z działalnością górniczą.

Próbka skalna to element strukturalny wyodrębniony z górotworu w sposób sztuczny. Próbka skalna ma bowiem charakter subiektywny, wynikający z zamierzeń osoby pobierającej lub wyodrębniającej próbkę skalną z górotworu. Pobrane do badań laboratoryjnych próbki nie uwzględniają wpływu spękań jawnych, gdyż są najczęściej wycinane z partii calizny między istniejącymi szczelinami, które znacznie osłabiają jej wytrzymałość. preferuje się wyniki badań próbek skalnych w naturze (in situ). próbka skalna badana w laboratorium będąc kilkadziesiąt lub kilkaset razy mniejszą od próbki badanej wykazuje nieco inne własności od własności złoża czy masywu skalnego.

Cechy strukturalne górotworu Środowisko materialne będzie środowiskiem ciągłym, jeżeli dla dwóch bliskich jego punktów (cząstek) różnica własności fizycznych tego środowiska będzie dowolnie mała. Ciało materialne jest jednorodnym, jeżeli w każdym punkcie jego własności będą takie same.Środowisko materialne jest statystycznie jednorodne, jeżeli jego każda podstawowa objętość — o rozmiarach wynikających z przyjętej skali rozważań — posiada jednakowe własności fizyczne. 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. To samo ciało materialne może być izotropowe ze względu na jedną własność i anizotropowe ze względu na inną. Dla oceny stopnia anizotropii wprowadza się współczynnik anizo­tropii. jest stosunkiem wartości największej do wartości najmniejszej danej wielkości fizycznej. 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: anizotropię syngenetyczną — związaną z warunkami powstawania złóż skalnych; anizotropię epigenetyczną — powstałą w później szych okresach w wynikudziałania sił tektonicznych lub zjawisk metamorficznych.

Cechy teksturalne górotworu Łupność jest zdolnością skał do łatwiejszego pękania wzdłuż określonego układu płaszczyzn, w których występuje osłabiona spójność między ziarnami. Uwarstwienie skał uwarunkowane jest kolejnością powstawania nakładających się utworów skalnych o różnym składzie chemicznym i mine­ralnym, różnej ziarnistości i różnej orientacji ziarn. Płaszczyzny rozdzielające poszczególne warstwy, czyli tzw. płaszczyzny uwarstwienia są przeważnie również płaszczyznami osłabionej spójności skały. Porowatość jest wynikiem występowania w skałach pustek i szczelin oraz istnienia między ziarnami mineralnymi drobnych kanalików i wolnych prze­strzeni, czyli porów nawet w przypadku występowania materiału cementującego te ziarna. Jeżeli wolne przestrzenie łączą się ze sobą i z zewnętrzną powierzchnią skały - porowatość 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.

Porowatość jest wielkością charakterystyczną dla skał osadowych mających strukturę ziarnistą.

Szczelinowatość istnienie w budowie nieciągłości i powierzchni osłabienia o zasięgu przewyższającym wymiary ziarn minerałów tworzących masyw skalny Szczelinowatość pierwotna występuje w skałach o nienaruszonej strukturze. Szczeliny wtórne wiążą się z działalnością górniczą, a powstają w stropach wyrobisk górniczych. Ilościowo szczelinowatość określa się rozmiarami szczelin, gęstością ich występowania oraz wzajemnym ich usytuowaniem.

Skały jako ośrodki trójfazowe

Skały to naturalne zespoły jedno- lub wieloskładnikowych minerałów wystę­pujących w postaci ziarn krystalicznych lub cząstek bezpostaciowych, które mogą być spojone w bezpośrednim kontakcie lub przez różne substancje cemen­tujące. Skała składająca się z ziam jednego minerału nazywa się skałą monomineralną natomiast skała składająca się z różnych minerałów — skaląpolimineralną Zarówno pory, jak i szczeliny w skałach mogą być wypełnione gazami, cie­czami lub częściowo gazami i cieczami Cieczą zawartą w określonych ilościach w każdej prawie skale jest woda. Ze względu na rodzaj więzi łączącej cząstki wody z fazą -stałą wyróżnia się w skałach: Woda chemicznie związana jest częścią sieci krystalicznej ziarn mineralnych, gdzie cząsteczki występują razem z innymi molekułami i jonami. związek chemiczny. Woda fizycznie związana przylega ściśle do powierzchni ziarn mineralnych, przytrzymy­wana między cząsteczkowymi siłami przyciągania. Otacza ona ziarna cienką błonką, zwana jest więc wodą błonkową, a jej ilość zależy od zwilżalności skały. Woda swobodna — wypełnia wolne przestrzenie porów i szczelin w skale. woda kapilarna iwoda gra­witacyjna

Przestrzenie porów i szczelin w skałach mogą być wypełnione częściowo lut całkowicie gazami np.: powietrzem, parą wodną, dwutlenkiem węgla, metanem Gazy w skałach mogą występować w trzech postaciach:_ gazu absorbowanego, tzn. pochłoniętego przez substancję skały; gazu adsorbowanego na powierzchni ścianek porów;_ gazu wolnego, wypełniającego szczeliny i pory w skałach.

Podział i ogólna charakterystyka skał Skały magmowe — powstały w wyniku stygnięcia rozżarzonego stopu krzemianowego pochodzącego z głębi Ziemi, czyli magmy. Ze względu na miejsce stygnięcia magmy rozróżniamy następujące skały magmowe: głębinowe (plutoniczne), subwulkaniczne (żyłowe), wylewne (wulkaniczne), Skały osadowe — powstały w procesie sedymentacji produktów mecha­nicznego i chemicznego wietrzenia dawniej powstałych skał magmowych, osadowych i przeobrażonych zachodzącej w środowisku wodnym lub powietrznym. Rozróżniamy więc osady okruchowe, chemiczne i organogeniczne Osady chemiczne powstały przez wytrącenie chemiczne, Osady organogeniczne powstały ze szczątków organizmów żywych.

Skały przeobrażone — powstały w wyniku przemiany skał magmowych h osadowych poprzez działanie wysokiej temperatury i ciśnienia oraz chemiczne działania gorącej wody lub gazów, które to działania spowodowały rekrystalizację skał pierwotnych

Klasyfikacja własności fizycznych skał

Pod pojęciem własności fizycznych skały rozumie się te cechy charaktery­styczne skały związane z jej budową, które: pozwalają na odróżnienie lub porównanie danej skały z innymi; stwarzają możliwości przewidywania przebiegów i skutków intere­sujących nas procesów fizycznych; pojawiają się przy oddziaływaniu na skałę określonych pól fizycznych lub ciał. Fizyczne własności skał dzielimy ze względu na rodzaj wywołujących pól zewnętrznych, -rodzaj energii lub materii, pod działaniem której w danej chwili znajduje się skała. wyróżniamy pole mechaniczne (ciśnienie), pole cieplne (temperatura), pole elektryczne, magnetyczne, promieniotwórcze i odpowiadające im własności skał. Ze wzglądu na istotę fizykalną wszystkie parametry dzielimy na trzy grupy:Do pierwszej grupy zaliczamy parametry charakteryzujące odwracalne zmia­ny ilości energii lub materii wewnątrz skały moduł spręży­stości objętościowej,Do drugiej grupy zaliczamy parametry określające nieodwracalne przemiany danego rodzaju energii w skałach w inny rodzaj energii, a prowadzące do istotnej zmiany stanu skały współczynnik plastyczności, ciepło właściwe spalania, współczynnik tłumienia fal sprężystych, granice wytrzymałości na ściskanie i rozciąganie Do trzeciej grupy należą parametry opisujące procesy przekazywania energii, a także przepływu cieczy i gazu w skałach.: współczynnik przewodnictwa cieplnego współczynnik załamania i odbicia fal, współczynnik przepuszczalności i współczynnik filtracji,

Podział gruntów budowlanych grunt budowlany wierzchnią część skorupy ziemskiej współpracującą z obiektem budowlanym lub też stanowiącą jego element, względnie służącą jako tworzywo do wykona­nia z niego budowli ziemnych. Ze względu na pochodzenie grunty dzieli się na antropogeniczne i naturalne.Grunty antropogeniczne to grunty nasypowe utworzone z produktów gospo­darczej lub przemysłowej działalności człowieka z odpadów komunalnych, Grunty naturalne to grunty, których szkielet powstał w wyniku procesów geologicznych, które ze względu na pochodzenie dzieli się na grunty rodzime i grunty nasypowe. Grunty rodzime powstały w miejscu zalegania w wyniku procesów geologicz­nych takich jak wietrzenie, sedymentacja, metamorfizm Grunty nasypowe powstały w wyniku działalności człowieka z gruntu natural­nego lub antropogenicznego np. w wysypiskach, zwałowiskach, zbiornikach osadowych Ze względu na zawartość substancji organicznej grunty rodzime dzieli się na organiczne i mineralne są to grunty rodzime zawierające mniej niż 2 % substancji organicznej. Grunty skaliste mineralne to grunty lite lub spękane o nie przesuniętych blokach Grunty nieskaliste mineralne to takie, które nie spełniają warunków gruntu skalistego (grunt rozdrobniony, bez silnych wiązań krystalicznych Biorąc pod uwagę uziarnienie gruntów rodzimych nieskalistych mineralnych /różnią się: grunt kamieniste, gruboziarniste;y drobnoziarniste Frakcja gruntu to zbiór ziarn lub cząstek gruntu o średnicach zastępczych, za­wartych w określonym przedziale. Średnica zastępcza d_z dla ziarn jest to średnica oczka sita, przez które ziarno już nie przechodzi, zaś dla cząstek jest to średnica kulki o identycznej gęstości właściwej, co dana cząstka opadająca w wodzie z taką samą prędkością jak dana cząstka gruntu. Kamienista, żwirowa, piaskowa, pyłowa, iłowa Podział gruntów kamienistych zwietrzelina, zwietrzelina gliniasta, rumosz, rumosz gliniasty, otoczaki

Podział gruntów nieskalistych mineralnych gruboziarnistych żwir, żwir gliniasty, pospółka, pospółka gliniasta Grunty nieskaliste mineralne drobnoziarniste ze względu na spoistość drobnoziarniste niespoiste i spoiste Podział gruntów drobnoziarnistych spoistych piasek gliniasty, pył piaszczysty, pył, glina piaszczysta, glina, glina piaszczysta zwięzła, ił piaszczysty, ił, ił pylasty Analiza granulometryczna Skład granulometryczny gruntu dla celów bu­dowlanych najczęściej określa się metodą sitową gdy ziarna w gruncie mają wymiary ponad 0,063 mm i metodą areometryczną gdy cząstki gruntu mają wymiary mniejsze od 0,063 mm.Komplet sit składa się z 9 sit o następujących wymiarach oczek kwadrato­wych siatki: 40, 25, 10, 2, l, 0,5, 0,25, 0,10 i 0,071 lub 0,063 mm.

Zawartość wagową ziarn gruntu pozostałych na każdym sicie oblicza się ze wzoru: zi=msi/ms*100% m_si — masa suchych ziarn pozostałych na sicie, g; m_s — masa całej suchej próbki Uziarnienie gruntu charakteryzują dwa wskaźniki: wskaźnik różnoziarnistości U=d60/d10 równoziarniste l < U< 5; różnoziarniste 5 < U< 15; bardzo różnoziarniste U> 15. wskaźnik krzywizny uziarnienia C= d30²/d10*d60

Trójkąt Fereta jest trójkątem równobocznym, którego boki podzielone są na 10 równych części. Z punktów podziału boków trójkąta są poprowadzone linie równoległe do pozostałych boków. Każdy z boków reprezentuje zawartość od O do 100 % jednej frakcji. Pole trójkąta podzielone jest na części, z których każda w zależności od jej położenia w stosunku do boków trójkąta reprezentuje określoną nazwę gruntu

Zawartość części organicznych Substancja organiczna dostaje się do gruntów w wyniku obumierania roślin i zwierząt. substancja organiczna może ulegać całkowitemu rozkładowi, lub też przekształce­niu w próchnicę, Najczęściej stosowanymi sposobami oznaczenia substancji organicznej (hu­musowej) w gruncie są: metodę utlenia­nia Iom= mst-mu/mst-mt*100 zawartości części organicznych 30 % roztworem wody utlenionej. gdy badany grunt ma ponad 10 % substancji organicznej, metodę prażenia,Iom=(mst-mp/mst-mt)*100+(z1+z2) która polega na spalaniu substancji organicznej w piecu i obliczaniu ilości tej substancji ze straty masy: 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 (budowle ziemne); nasypy niebudowlane 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.imp=h'-h''/ho h_o wysokość próbki w stanie naturalnym; h'wysokość próbki skonsolidowanej pod wpływem naprężenia całkowitego bez nasycenia wodą;h'' wysokość próbki skonsolidowanej pod wpływem naprężenia całkowitego po uprzednim nasyceniu wodą.

Badania makroskopowe gruntów budowlanych

Rodzaje gruntu Oznaczenia gruntów skalistych dokonuje się makroskopowo przez oględziny i proste próby wytrzymałościowe jak: uderzenie młotkiem, ryso­wanie, ścieranie. W obrębie gruntów kamienistych dokonuje się wydzieleń poprzez pomiar naj­większych ziarn i orientacyjne określenie ich stosunku do ziarn pozostałego gruntu oraz stwierdzenie ich stopnia obtoczenia. W skali obtoczenia wyróżnia się ziarna ostrokrawędziste, kanciaste, słabo obtoczone, obtoczone i dobrze obto­czone. Do gruntów spoistych zalicza się wszystkie grunty, które po wyschnięciu tworzą zwarte bryły. Grunty niespoiste (sypkie) po wyschnięciu nie tworzą brył czy grudek lecz są sypkie.

Stan gruntu spoistych określa się na podstawie liczby wykonanych wałeczkowań. grunty występują w stanie: zwartym, jeśli nie można uformować kulki; półzwartym, jeśli z gruntu można uformować kulkę, a wałeczek pęka pod­czas pierwszego, płynnym, jeśli z uwagi na nawodnienie gruntu nic da się uformować kulki.

Barwa i wilgotność naturalna barwę określa się na próbce o wilgotności naturalnej. Barwę podstawową przedstawia drugi wyraz, odcienie i intensywność barwy wyraz pierwszy np. grunt jasno szaro-żółty. Wilgotność naturalną gruntów w czasie badań makroskopowych określa się następująco; grunt jest: suchy, jeśli bryłka gruntu spoistego przy zgniataniu pęka, mało wilgotny, jeśli bryłka gruntu spoistego przy zgniataniu odkształca się plastycznie, wilgotny, jeśli ręka przyłożona do gruntu staje się wilgotna; mokry, jeżeli przy ściskaniu gruntu w dłoni, grunt odsącza wodę; nawodniony, jeżeli grunt odsącza wodę grawitacyjnie.

Zawartość węglanu wapnia (CaC0₃) określa się na podstawieobserwując reakcję gruntu po pokropieniu go 20 % roztworem kwasu solnego (HC1).

Strukturalne własności skał i gruntów Gęstość skał rzeczywistych ρ=m1+m2+m3/V1+V2+V3 Gęstość objętościowa stosunek masy próbki skalnej m do jej obję­tości V.ρ=m/V [kg/m³] Gęstość właściwa stosunek masy cząstek stałych próbki skalnej do ich objętości ρ=m1/V1[kg/m³]. Ciężar objętościowy stosunek ciężaru fazy stałej G wraz z zawarty­mi w niej porami do jej objętości V: γ=G/V [N/m³] Ciężar właściwy γ₀ stosunek ciężaru fazy stałej w stanie sproszko­wanym i wysuszonym Gi do jej objętości V γ=G1/V1 Między ciężarem objętościowym a gęstością objętościową istnieje nastę­pująca zależność: γ=ρ*g Gęstość objętościowa szkieletu gruntowego stosunek masy ziarn i cząstek stałych szkieletu gruntowego do objętości całej próbki (przed wysusze­niem)Ciężar objętościowy szkieletu gruntowego stosunek ciężaru wy­suszonej próbki G_s do jej objętości przed wysuszeniem V: γd=G/V γd=ρdg γd=γ/(100+W)*100 Porowatość P — jest to stosunek objętości porów w próbce skały V_p do obję­tości całej próbki P=Vp/V*100 ρd=Vs*ρo=(1-P)ρo P=(1-γ/γo)*100 γ=γo(1-0,01P) Wskaźnik porowatości e —jest to stosunek objętości porów V_p do objętości materiału skalnego zawartego w próbce V_s: e=Vp/VsWspółczynnik rozluzowania jest to stosunek objętości rozluzowanej skały V_r do jej objętości w stanie nienaruszonym (w masywie) V.kr=Vr/V Gęstość nasypowa p_n — jest to stosunek gęstości objętościowej p skały w ma­sywie do współczynnika rozluzowania: ρn=ρ/kr Stopień zagęszczenia J_t, —jest to stosunek zagęszczenia istniejącego w natu­rze do największego możliwego zagęszczenia danego gruntu¹. J_d < 0,33 grunt jest luźny;0,33 < J_d < 0,67 grunt jest średnio zagęszczony;0,67 <J_d< 1,00 grunt jest zagęszczony.

Hydrogazomechaniczne własności skal i gruntów

Wilgotność skały Wjest to procentowy stosunek masy wody M_w w porach skały do masy suchej próbki Md (masy szkieletu skały): W=Mw/Md*100

Wilgotność naturalna W„odpowiada naturalnej zawartości wody w skale, niezależnie od tej ilości jaką może skała w ogóle wchłonąć.

Wilgotność całkowita W_sr jest to największa względna ilości wody, gdy pory skały są całkowicie wypełnione wodą. Wsr= e*γw/γs*100 y_w ciężar właściwy wody, y_w - 9,81 kN/m ; Stopień wilgotności S,- —jest to stosunek obj wody znajdującej się w porach i pustkach skały V_w do ich objętości całkowitej V_p S=Vw/ Sr=0 grunt suchy; 0,0 < S_r < 0,4 grunt mało wilgotny; 0,4 < S_r < 0,8 grunt wilgotny;0,8 <S_r< l ,0 grunt mokry. Rozróżnia się następujące konsystencje gruntów spoistych: płynną grunt zachowuje się jak ciecz i nie ma prawie żadnej wytrzy­małości na ścinanie; plastyczną grunt o tej konsystencji poddany pewnemu naciskowi od­kształca się, nie ulega przy tym spękaniom i zachowuje nadany mu kształt; zwartą grunt o tej konsystencji odkształca się dopiero przy dużych naciskach, a odkształceniom towarzyszą spękania.

Na granicy pomiędzy konsystencją płynną i plastyczną znajduje się granica płynności, a na granicy między konsystencją plastyczną i zwartą granica plastyczności. Oprócz tego wyróżnia się granicę skurczalności, jaką osiąga grunt konsystencji zwartej, gdy przy suszeniu przestaje zmniejszać swą objętość.

Granicę płynności wl, wyznacza się umownie jest to wilgotność w procentach jaką ma masa runtowa umieszczona w miseczce paratu Casagrande'a, gdy wykonana w niej bruzda zlewa się przy 25 uderzeniu Granica plastyczności W_p jest to wilgotność w procentach jaką ma grunt, gdy przy kolejnym wałeczkowaniu bryłki gruntu wałeczek pęka po osiągnięciu średnicy 3 mm. Granica skurczalności W_s jest to wilgotność w procentach jaką ma grunt, gdy przy suszeniu bryłka gruntu przestaje zmniejszać swą objętość. Stopień plastyczności J_L — jest to stosunek różnicy wilgotności naturalnej danego gruntu i granicy plastyczności do różnicy granicy płynności i granicy plastczności: Wskaźnik plastyczności różnica pomiędzy gr płynności i gr

grunt zwarty półzwarty twardoplastyczny plastyczny miękkoplastyczny płynny Zdolność skał porowatych do przepuszczania cieczy lub gazu siecią kanalików, utworzonych z ich porów, pod działaniem naporu hydraulicznego -przepuszczalnością.

Współczynnik przepuszczalności k_prz określony jest objętością cieczy lub gazu Q o lepkości przez jednostkę przekroju poprzecznego skały S w jednostce czasu t przy gradiencie ciśnienia grad p równym jednostce: Ze względu na wartość współczynnika skały dzielimy na: przepuszczalne półprzcpuszczalne, nieprzepuszczalne. Powolne przesączanie się cieczy lub gazu poprzez splątany system porów i kanalików pod wpływem ciś­nienia nazywa się filtracją Współczynnik filtracji przy danej temperaturze określany jest stosun­kiem objętości przepływającej cieczy Q do pola przekroju próbki prostopadłego do kierunku przepływu F oraz czasu przepływu t i spadku hydraulicznego i, wyrażonego różnicą wysokości słupów cieczy h lub różnicą ciśnienia p na drodze L i=Δh/L W zależności od wartości współczynnika filtracji, dzielimy na: dobrze przepuszczalne średnio przepuszczalne słabo przepuszczalne ; nieprzepuszczalne. . Zdolność skał do zwiększania swej objętości przy nasyceniu wodą nazywa się pęcznieniem. Współczynnik pęcznienia P_v — określony jest stosunkiem przyrostu objętości spęczniałej skały do jej objętości pierwotnej lub stosunkiem przyrostu wysokości spęczniałej skały do jej wysokości pierwotnej. Pv=Vk-Vp/Vo =Ph=hk-ho/ho

Rozmakalność jest to zdolność skały do utraty spójności i przeobrażania się w pulchną masę z częściowym lub pełnym zanikiem nośności pod wpływem wody stojącej. Rozmywalność charakteryzuje rozpadanie się skał pod wpływem mecha­nicznego i chemicznego działania poruszającej się wody.

Zjawisko utraty wytrzymałości pod wpływem wilgoci znane jest pod nazwą rozmiękalności.

Mechaniczne własności skał własności sprężyste skał, wytrzymałościowe, plastyczne, reologiczne. Sprężyste własności skal Własności sprężyste skał ilościowo określone są modułami sprężystości czyli współczynnikami proporcjonalności między określonymi naprężeniami i odpo­wiadającymi im odkształceniami sprężystymi. Moduł sprężystości podłużnej (moduł Younga) E — jest to współczynnik proporcjonalności między wielkością naprężeń normalnych (ściskających lub rozciągających) a, a odkształceniem względnym występującym wzdłuż osi próbki: σ=E*ε Δl/l=ε

E=ΔP*h/F*Δh gdzie ΔP=Pk-Pp; Pk=75%Rc*F; Pp=(10do15)Rc*F Na E wpływa uwarstwienie i porowatość E=P/(Fo+Fp)*ε Liczba Poissona współczynnik proporcjonalności między względnymi odkształceniami poprzecznymi oraz względnymi odkształceniami wzdłużnymi Δd/d=vΔl/l λwspółczynnik rozporu bocznego λ=v/1-v=1/m-1 =tg2(45-ϕ/2) Moduł sprężystości postaciowej (moduł Kirchhoffa), G jest to współczynnik proporcjonalności między wielkością naprężeń stycznych t (ścinających) i odpowiadającym im odkształceniom postaciowym γ charakte­ryzującym zmianę kształtu ciała: t=G*γ

Moduł sprężystości objętościowej, K jest to współczynnik proporcjonalno­ści między naprężeniami ściskającymi i względną zmianą objętości σ=KΔV/V.

Moduł jednostronnego ściskania (edometryczny moduł ściśliwości) M jest to współczynnik proporcjonalności między naprężeniami podłużnymi i odpowiadającymi im odkształceniami względnymi podczas ściskania próbki skalnej w nieodkształcalnym cylindrze: σ=MΔl/l

Wytrzymałościowe własności skał Wytrzymałość doraźna na ściskanie R_c jest to stosunek największej krytycznej siły ściskającej F, mszczącej próbkę do pola powierzchni jej początkowego przekroju poprzecznego:Rc=P/F [kN/m2] Wytrzymałość doraźna na rozciąganie R_r jest to stosunek największej siły rozciągającej F, przy której próbka ulega zniszczeniu do pola powierzchni jej początkowego przekroju poprzecznego: Rr=P/F Dla próbek walcowych:Rr=0,637P/d*h Dla próbek prostopadłośdennych: Rr=0,734 P/b*h Wytrzymałość doraźna na ścinanie R_f czyste ścinanie stosunek krytycznej siły F do pola powierzchni ścięcia S. Rt=P/F Na ogół wytrzymałość na ścinanie przedstawiona jest za pomocą dwóch pa­rametrów: spójności i kąta tarcia wewnętrznego. T=c+σtgϕ Wytrzymałość doraźna na zginanie R_g jest to krytyczna wartość napręże­nia, przy którym próbka skalna poddana obciążeniu zginającemu ulega zniszcze­niu. Rg=Mg/W R_c>R_t>R_g>R_r

Mechanizm zniszczenia skały kruchej IStadium nieliniowego odkształcania się skały. zamykanie się mikroszczelin i mikroporów Objętość próbki maleje, a odkształcenie jest tylko częściowo odwracalne. Odkształcenia poprzeczne stopniowo wzrastają., a wartości modułu spręży­stości i współczynnika Poissona zwiększają się. II Stadium liniowego odkształcania się skały odpowiadające sprężystemu odkształcaniu się mineralnego szkieletu.Przyrosty odkształceń są proporcjonalne do przyrostów naprężeń. Moduły sprężystości mają wartości stałe. III Stadium liniowości odkształceń podłużnych e_z oraz nieliniowości odkształceń poprzecznych e^ i objętościowych e_v. względny wzrost objętości skały. E_s = const, a liczba Poissona v rośnie.IV Stadium nieliniowego odkształcania się skały, wzrost odkształceń poprzecznych i_objętościowych:_ E_s maleje, v nadal wzrasta. V Stadium nieliniowego odkształcania się skały, bezwzględnego wzrostu ob­jętości skały — dylatancji.

Wlasności mechaniczne ośrodka gruntowego Pod działaniem obciążenia ośrodek gruntowy ulega odkształceniom. Odkształcenie próbki gruntu polega na zmniejszaniu się objętości próbki poprzez: usuwanie z gruntu pęcherzyków powietrza; wyciskanie z gruntu wody wolnej i kapilarnej; przesuwanie się ziarn i cząstek gruntu względem siebie i zajmowanie przez nie bardziej statecznego położenia;zgniatanie niektórych ziarenek gruntu; sprężyste odkształcenie powłoki wody błonkowej; sprężyste odkształcenie ziarn i cząstek gruntu; zmniejszenie objętości powietrza zamkniętego w porach gruntu. Ściśliwość gruntu jest to zdolność gruntu do zmniejszania swej objętości pod wpływem obciążenia Edometryczny moduł ściśliwości pierwotnej M₀ — jest to stosunek przyrostu efektywnego naprężenia normalnego do przyrostu całkowitego odkształcenia względnego mierzonego w kierunku działania siły obciążającej w jedno­osiowym (edometrycznym) stanie odkształceń w warunkach umownej konsoli­dacji gruntu: Mo=Δσ/ε Edometryczny moduł ściśliwości wtórnej M — jest to stosunek przyrost efektywnego naprężenia normalnego t do przyrostu sprężystego (odwracalnego) odkształcenia względnego mierzonego w kierunku działania siły obciążającej w jednoosiowym (edometrycznym) stanie odkształceń. Edometryczny moduł odprężenia jest to stosunek zmniejszenia efektywnego naprężenia normalnego do jednostkowego przyrostu wysokoś próbki. Wytrzymałość gruntów na ścinanie opór jaki stawia grunt naprę­żeniom ścinającym, po pokonaniu którego następuje poślizg pewnej części ośrodka w stosunku do pozostałej. T=σn*tgϕ+c

Spójność, czyli kohezja, jest to opór gruntu stawiany siłom zewnętrznym, a wywołany wzajemnym przyciąganiem cząstek składowych gruntu. W miarę wzrostu śrcdnicy-ziarn spójność maleje i całkowicie zanika w grun­tach, ze wzrostem wilgotności spójność maleje

Akustyczne własności skał Ze względu na częstotliwość fale sprężyste dzieli się na: fale infradźwiekowe (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.

Fala podłużna występuje wtedy, gdy cząstki ośrodka drgają równolegle do kierunku rozchodzenia się fali. Fale podłużne rozchodzą się w ciałach stałych, cieczach i gazach, a więc w ośrodkach wykazujących spręży­stość objętości. Występują wtedy tylko odkształcenia objętościowe, podczas gdy odkształcenia postaciowe są równe zeru.

Fala poprzeczna występuje wtedy, gdy cząstki ośrodka drgają prostopadle do kierunku rozchodzenia się fali. Fale poprzeczne rozchodzą się w ośrodkach wykazujących sprężystość postaci, a więc w ciałach stałych.Występują wtedy tylko odkształcenia postaciowe, a odkształcenia objętościowe są równe zeru.

Fala powierzchniowa występuje na zakłóconej powierzchni cieczy lub na powierzchni ciała stałego graniczącego z próżnią lub gazem. fale Raylcigha 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 drgają w płaszczyźnie poziomej, prostopadłej do kierunku rozchodzenia się fali

Prędkość fal sprężystych jest to szybkość rozchodzenia się zmiennych (znakowo) naprężeń lub odkształceń w skałach. Prędkość rozchodzenia się fali podłużnej Vp=√E(i-v)/ρ(1+v)((1-2v) Vs=√E/2ρ(1+v); Stosunek prędkości fal podłużnych i poprzecznych jest funkcją liczby Poissona v. Vp/Vs=√2(1-v)/(1-2v) E=ρVp2(1+v)(1-2v)/(1-v); G=E/2(1+v); K=E/3(1-2v); M=(1-v)zE/(1+v)(1-2v); ; E=9KG/3K+G wpływ uwarstwienia. Miarą ist­niejących różnic w prędkościach fal może być współczynnik anizotropii prędkości, który jest określony następującym wzorem: k=VpII/Vp⊥ Akustyczna oporność falowa z charakteryzuje opór skały przy rozcho­dzeniu się fali sprężystej.z=ρVp Współczynnik odbicia K₀ — jest to stosunek energii fali odbitej W₀ do energii fali padającej W_p. ko=Wo/Wp=(z1-z2/z1+z2)² Z₁ — oporność falowa ośrodka od którego fala się odbija; z₂ — oporność falowa ośrodka w którym rozchodzi się fala padająca i falaodbita 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: n=2z1/z1+z2

Współczynnik tłumienia A=Ao*e^-ax

Termiczne własności skał

Ogólnie przepływ energii cieplnej w ośrodku skalnym odbywa się na drodze: kondukcji (przewodnictwa cieplnego) ; konwekcji (unoszenia); radiacji (promieniowania) Przekazywanie ciepła w ciałach jednorodnych odbywa się na drodze zmiany energii kinetycznej przy zderzeniach elektronów (dyfuzja średniej energii kine­tycznej) lub stopniowego przekazywania drgań siatki krystalicznej od jednej części do drugiej W skalach występuje więc przewodność fononowa,aelektronowa w metalach

Współczynnik przewodzenia ciepła A. charakteryzuje prędkość-sezchodzenia się ciepła w skale i równy jest ilości ciepła Q, przechodzącego w jednostce czasu t przez jednostkę przekroju poprzecznego S, przy gradiencie temperatur równym jednostce λ=QL/Ft(T2-T1) Odwrotnością współczynnika przewodzenia ciepła jest cieplna oporność właściwa ε=1/λ Współczynnik anizotropii cieplnej określa się zależnością: kε=εp/εII

Cieplna pojemność właściwa C_w charakteryzuje pochłanianie ciepła przez skałę i równa jest ilości ciepła Q potrzebnego do podwyższenia temperatury jednostki masy skały o jeden stopień:C=Q/mΔt [J/kgK]

Pojemność cieplna objętościowa C_v jest liczbowo równa ilości ciepła Q koniecznego do zmiany temperatury jednostki objętości skały o jeden stopień. Cv=Q/VΔt [J/m3K] Cv=C*ρ

Współczynnik przewodzenia temperatury a charakteryzuje prędkość rozchodzenia się temperatury w skale i równy jest stosunkowi przewodzenia ciepła do iloczynu właściwej pojemności cieplnej i gęstości objętościowej skały :a=λ/C*ρ [m2/s]

Współczynnik cieplnej rozszerzalności liniowej β— charakteryzuje zdolność ły do zmiany swoich wymiarów liniowych podczas przyrostu temperatury:β=ΔL/LΔt

Współczynnik cieplnej rozszerzalności objętościowej w — charakteryzuje zdolność skały do zmiany swej objętości podczas przyrostu temperatury: w=ΔV/VΔt

Stopień geotermiczny S_K jest to liczba metrów przy której temperatura wzrasta o 1° C względnie l K. Sg=ΔH/ΔT

Gradient geotermiczny G_gjest to liczba stopni o jaką temperatura wzrasta na l m głębokości:Gg=ΔT/ΔH

Temperaturą panującą na danej głębokości określa się według wzoru: T=To+Gg(H-Ho) lub dla skał niejednorodnych T=To+a(H-Ho)^b

Pod względem głębokości przemarzania gruntów, teren Polski podzielony jest na cztery strefy dla których głębokość prze­marzania -0,8 m, l,0 m, 1,2 m i l,4 m.

---