Глинистые породы

Подобные изменения  микроструктуры обусловливают высокую  пористость набухших глин, которая в конце процесса набухания может достигать 85-90%. Степень набухания (относительное изменение объема) описанной монтмориллонитовой породы за 94 ч набухания составила 350%!

Физико-механические свойства

Под физико-механическими  свойствами горных пород понимают их реакцию на действие внешних нагрузок. Физико-механические свойства горных пород можно разделить на деформационные и прочностные.

Деформационные свойства пород  характеризуют их поведение под  нагрузками, не приводящими к разрушению. В результате воздействия давления на породу она деформируется, что выражается в изменении ее объема и формы. Особенно ярко деформационные свойства проявляются во влажных пластичных глинах. В них под влиянием внешних нагрузок начинаются процессы уплотнения и существенного изменения объема. Так, при возведении и последующей эксплуатации сооружений может происходить значительная осадка пород, достигающая нескольких сантиметров, а иногда и более. Поэтому одними из главных вопросов, которые предстоит решать при строительстве на глинистых породах, являются прогноз осадки сооружения и оценка критических условий деформирования пород оснований, при превышении которых может наступить разрушение самого сооружения.

Есть несколько путей решения  такой задачи. Наиболее точно осадка породы может быть проанализирована при штамповых испытаниях, когда на поверхность исследуемого массива породы устанавливают металлический штамп размером до 0,5 м2 и на него с помощью специального домкрата ступенями подают давление. Нагрузка увеличивается до тех пор, пока штамп не начинает опускаться в исследуемую породу. По данным описанного полевого эксперимента можно установить такой важный деформационный показатель, как модуль деформации, характеризующий величину осадки глинистой породы при заданном давлении.

Определение сжимаемости пород  может также проводиться и  в лабораторных условиях при компрессионных испытаниях небольших по размеру  образцов. В результате этих экспериментов  определяется модуль деформации, с  помощью которого можно рассчитать осадку глинистой породы под действием веса сооружения.

К сожалению, знание только деформационного  поведения глинистых пород является недостаточным для решения проблемы устойчивости инженерных сооружений и  прогноза поведения пород в различных  условиях. Поэтому помимо деформационных свойств глинистых пород необходимо знать и их прочностные свойства.

Прочность пород характеризует  их способность сопротивляться внешним  усилиям вплоть до полного разрушения и определяется при критических (разрушающих) нагрузках, действующих  на породу в момент ее разрушения.

Особую трудность представляет рассмотрение прочностных свойств  глинистых пород в связи с  их специфическим поведением при  взаимодействии с водой. Хорошо известна потеря прочности при увлажнении глин, когда они из плотных и  высокопрочных пород превращаются в пластичные или жидкотекучие тела. На рис. 4 показана фотография оползня в глинистых породах, происшедшего в 1995 году вблизи небольшого городка Ла-Канчита в Калифорнии (США). Оползень объемом ~ 400 000 м3 сформировался на крутом откосе (~ 30?) вследствие интенсивного увлажнения в зимнее время склоновых отложений. Разрушено девять зданий, 100 семей были эвакуированы из зоны бедствия. Финансовые потери в результате оползня составили около 24 млн долларов.

Существуют различные подходы к изучению прочности глинистых пород. Один из них - классический, применяемый в механике грунтов. В рамках этого подхода прочностное поведение глинистых пород описывается с помощью зависимостей, используемых в механике сплошных сред. В данном случае чаще всего используется теория прочности Мора, объясняющая разрушение тела определенным предельным соотношением нормальных и касательных напряжений.

Одним из важнейших прочностных  показателей глинистых пород  является сопротивление сдвигу. В  результате действия внешнего давления на породу в ней возникают касательные напряжения, которые при определенной величине преодолевают структурные связи между частицами и обусловливают их смещения или сдвиги относительно друг друга. Предельное сопротивление глинистых пород сдвигу в общем случае описывается законом Кулона [1]:

t = s tg j + c,

где t - сопротивление глинистой  породы сдвигу, МПа; s - нормальное напряжение (вертикальное давление) в плоскости  среза, МПа; j - угол внутреннего трения; tg j - коэффициент внутреннего трения (параметр, определяемый силами трения на контактах между частицами), с - сцепление (параметр, определяемый силами взаимодействия между частицами, которые сопротивляются относительному смещению этих частиц при сдвиге), МПа.

Несмотря на то что начиная с конца XVIII века проектировщики и строители использовали уравнение (1) и параметры j и с для оценки прочности массивов глинистых пород, в рамках этой теории оказалось чрезвычайно сложно объяснить влияние различных факторов на прочность глин. Решить эти задачи помогает физико-химическая механика дисперсных грунтов. Использование физико-химических принципов для изучения прочности глинистых пород осуществляется на базе всестороннего анализа их состава и микроструктуры. Эти данные являются основой для выбора соответствующей физико-химической модели глинистой породы, которая позволяет рассчитать прочность индивидуальных контактов и определить тип структурных связей между частицами породы. В свою очередь, знание характера структурных связей, а также минерального состава глинистой породы дает возможность решать любые прогнозные задачи по оценке изменения прочностного поведения глин в тех или иных условиях.

В рамках физико-химической механики дисперсных грунтов процесс  формирования катастрофического оползня  в Ла-Канчите можно объяснить  следующим образом. В результате увлажнения глинистых пород, слагающих  склон, произошла трансформация  более прочных переходных контактов в коагуляционные, сопровождающаяся существенным ослаблением структурных связей. Уменьшение прочности структурных связей привело к резкому повышению сдвиговых напряжений и началу сдвиговых деформаций по наиболее ослабленным участкам склона. В ходе нарастания сдвиговых деформаций в глинах, находящихся в пределах зоны сдвига, происходила переориентация глинистых частиц и шло формирование поверхностей скольжения (рис. 5). Необходимо отметить, что на начальных стадиях оползневого процесса ширина зоны сдвига в глинистых породах имеет микроскопические размеры и обычно не превышает 10-100 мкм. После достижения сдвиговыми деформациями критической величины устойчивость склона была нарушена и произошло смещение крупного оползня.

Описанный процесс можно  было бы довольно точно спрогнозировать используя физико-химический подход к оценке прочностного поведения глинистых пород, изменяющегося в результате воздействия повышенной влажности и трансформации типа контактов между глинистыми частицами.

В статье рассмотрены лишь некоторые особенности состава, структуры и свойств глинистых пород. Тем не менее даже из этого краткого сообщения видно, что природа свойств глин чрезвычайно многолика и сложна. Решению многих проблем, связанных с такими породами, помогает использование современных методов исследования, разработанных в грунтоведении и физико-химической механике дисперсных пород. Применение этих методов позволяет объяснить влияние многих факторов на свойства глин и спрогнозировать изменение их свойств в условиях изменяющейся окружающей среды.

 

 

 

 

 

 

 

 

Литература

 

1. Грунтоведение / Под  ред. Е.М.Сергеева. М.: Изд-во МГУ, 1983. 389 с.

2. Королев В.А. Связанная  вода в горных породах: новые  факты и проблемы // Соросовский  Образовательный Журнал. 1996. № 9. С. 79-85.

3. Осипов В.И., Соколов В.Н., Румянцева Н.А. Микроструктура глинистых пород. М.: Недра, 1989. 211 с.

4. Соколов В.Н. Микромир  глинистых пород // Соросовский  Образовательный Журнал. 1996. № 3. С. 56-64.

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

Проблема лёссов

Распространение лёссов

 

Лёссовые породы встречаются  на всех континентах, но наиболее широко они распространены в Европе, Азии и Америке. По подсчетам К. Кейльгака, при средней мощности лёсса 10 м  общая площадь, занятая лёссовыми  породами на земном шаре, составляет 19 млн. км2. На территории стран СНГ площадь, покрытая лёссовыми породами, составляет около 34% континентальной части СНГ. Лёссы лежат сплошным покровом на большей части Украины (до 80%) и юге европейской части России. Большие площади покрыты лёссовыми породами в Средней Азии, Казахстане, Восточной, Южной и Западной Сибири. Довольно часто они встречаются в Белоруссии, Поволжье, Якутии и других районах. На рис. 3 показана карта распространения лёссовых пород на территории СНГ, составленная В.С. Быковой и С.А. Пастушковой ("Лёссовые породы СССР", 1986). Лёссы - это молодые отложения четвертичной системы, возникшие в недавнее геологическое время (не более 1,5 млн. лет тому назад), а в определенных физико-географических условиях они могут образовываться прямо на глазах человека, например, в результате пыльных бурь. По условиям залегания лёссы повсеместно располагаются в виде покровов (то есть не перекрыты другими отложениями). Мощности лёссовых пород колеблются от нескольких сантиметров до десятков и даже сотен метров. В северных районах, где лёссовые отложения развиты лишь на отдельных участках, их мощность составляет 5 - 10 м, а в районах сплошного распространения (на юге Украины, Северном Кавказе), она повышается до 30 - 50 м и более. Самые мощные разрезы лёссовых пород (до 100 - 200 м) обнаружены в межгорных впадинах на территории Средней Азии.

 

Происхождение лёссов

 

Более чем за вековую  историю изучения лёссов было предложено не менее двадцати различных гипотез  их происхождения. Обобщение этих данных позволило объединить все гипотезы в несколько групп, объясняющих возникновение лёссов эоловым (ветровым) и водным путем. Эоловая гипотеза . Ее основателем является Ф. Рихтгоффен (1877). Относя лёссы к эоловым отложениям , он не считал ветер единственным фактором образования лёссовых пород. После детального изучения лёссов Китая Ф. Рихтгоффен пришел к выводу, что лёссовый (пылеватый) материал переносился и откладывался в бессточных впадинах ветром и дождевой водой и удерживался там степной растительностью. Эоловая гипотеза нашла много последователей среди ученых России и других стран, которые развили и дополнили ее. Так, В.А. Обручев (1904) объяснял формирование сплошного лёссового покрова на высоких элементах рельефа за счет пыли, принесенной из отдаленных районов (экзотическая пыль). По мнению П.А. Тутковского (1899), ветры развевали ледниковые отложения и уносили пыль далеко от ледникового покрова, где она и образовывала лёсс. Американские ученые Ф. Леверетт (1899), Т. Чемберлин и др. (1909) основное значение придавали образованию пылеватых толщ за счет развевания речных и водно-ледниковых отложений близлежащих долин. Многие известные отечественные и зарубежные ученые, например, А.И. Москвитин, И.И. Трофимов, Н.И. Кригер были и до настоящего времени остаются горячими сторонниками эоловой гипотезы. Это связано с тем, что данная гипотеза хорошо объясняет покровное залегание лёссов на больших площадях и подкрепляется фактами быстрого накопления в засушливых областях довольно мощных слоев пылеватых осадков после прохождения сильных пыльных бурь. Гипотезы водного происхождения. Среди сторонников, рассматривающих лёсс как породу, сформировавшуюся в водной среде, следует отметить выдающихся ученых П.А. Кропоткина (1876), В.В. Докучаева (1892), А.П. Павлова (1898), Ю.А. Скворцова (1948), Н.И. Толстихина (1928). По мнению этих исследователей, образование толщи пылеватых осадков происходило в результате смыва и последующего переотложения склоновых пород, переноса и накопления минерального материала в речных долинах и озерах, а также переноса и накопления лёссовых отложений водно-ледниковыми потоками. Существовала также точка зрения, что лёсс - это принесенная пыль, но переотложенная водными потоками. Все эти гипотезы рассматривают лишь процесс накопления пылеватых отложений, но не отвечают на главный вопрос: как пылеватый осадок превращается в лёсс с характерным набором признаков и свойств. Почвенно-элювиальные гипотезы. В соответствии с этими гипотезами пылеватые отложения могут накапливаться любым путем, а их превращение в лёсс со всеми специфическими признаками этой породы происходит в результате почвообразования и выветривания. К сторонникам этой гипотезы следует отнести Л.С. Берга (1916), Н.М. Симбирцева (1900), Б.Б. Полынова (1934), И.П. Герасимова (1939). При рассмотрении данных гипотез, к сожалению, приходится констатировать, что они могут объяснить происхождения лишь отдельных лёссовых толщ. Обобщение и анализ существующих в настоящее время гипотез происхождения лёссов позволяет сказать, что процесс формирования лёссовых пород состоит из двух этапов:

 накопление минерального  пылеватого осадка, которое может  происходить различными путями,

 превращение накопленного  осадка в типичный лёсс, то  есть в просадочную породу.

Безусловно, второй этап, характеризующийся появлением уникального явления -просадочности лёссов , имеет важнейшее значение. Ведь именно просадочность делает лёссы теми загадочными породами, над которыми уже более ста лет бьются ученые.

 

Природа просадочности  лёссовых пород

 

До сих пор нет  единого мнения о природе просадочности лёссовых пород . Различные исследователи выдвигали достаточно много предположений и гипотез по поводу возникновения этого специфического и неотъемлемого свойства лёссов. Анализ существующих мнений показывает, что все гипотезы, объясняющие просадочность лёссовых пород, можно разделить на две группы. I. В первой группе просадочность лёссов рассматривается как их первичное свойство, то есть когда просадочность формируется непосредственно в ходе накопления и начальной стадии преобразования минерального пылеватого осадка. Одну из причин возникновения просадочности Н.Я. Денисов (1953) видел в формировании недоуплотненных лёссовых толщ вследствие захоронения рыхлой, сцементированной легкорастворимыми веществами, массы пылеватых частиц под постепенно накапливаемыми слоями вышележащих пород. Слабыми местами этой гипотезы было то, что она не могла объяснить сохранение просадочных свойств в течение длительного времени, не давала объяснений фактам увеличения просадочности под горизонтами погребенных почв и скачкообразному изменению просадочности лёссовых пород по разрезу каждого накопленного слоя. II. Гипотезы второй группы характеризуют просадочность как новообразованное свойство породы, то есть когда просадочность приобретается после накопления пылеватого осадка. Наибольшее распространение здесь получила гипотеза мерзлотного выветривания . По мнению Е.М. Сергеева и А.В. Минервина (1960), формирование просадочности происходит в результате циклического сезонного промерзания-оттаивания исходных пылеватых пород и удаления из них льда посредством сублимации (испарения льда минуя жидкое состояние). В ходе промерзания поровая вода превращается в лед, разуплотняет породу и способствует дроблению более крупных песчаных зерен до размера пылеватых частиц. Данная гипотеза формирования просадочности подтверждается лабораторным и натурным моделированием. Она хорошо объясняет распространение и характер залегания лёссов в пространстве и разрезе, скачкообразное изменение просадочности лёссовых пород по разрезу, увеличение просадочности под горизонтами погребенных почв, появление просадочности в условиях сурового климата плейстоценовой эпохи развития Земли (приблизительно от 10 до 800 тысяч лет тому назад) - периода времени, когда наблюдалось наиболее интенсивное накопление лёссовых толщ .