книги из ГПНТБ / Общее мерзлотоведение

Т а б л и ц а 29

Нормативные сопротивления мерзлых грунтов нормальному давлению

яия стойки (модели фундамента), вмороженной в породу, причем скорость продавливания принимается постоянной и равной ско­ рости пучения в природных условиях [15]. Зависимость syoT от температуры породы, по Б. И. Далматову [15], определяется вы­ ражением

где t — значение температуры без учета знака; с и Ъ — параметры, значения которых для пылеватых супесей и суглинков следующие:

с;^0,3—0,4 кг/см2, 6?»0,10—0,15 кг/см2-град.

Однако наиболее достоверно значения касательных сил пучения $Пуч могут быть определены путем непосредственных наблюдений в полевых условиях, например, с помощью динамометрических установок [8].

Касательные силы пучения распределены по высоте фунда­ мента неравномерно, но ввиду отсутствия данных обычно прини­ мают среднее значение этих сил, отнесенное к единице площади боковой поверхности фундамента:

где Т — суммарная сила, выпучивающая фундамент; U — пери­ метр фундамента; /гакт — мощность слоя активной в смысле пуче­ ния породы, примерно равная 2/3 толщины деятельного слоя (в условиях «сливающейся мерзлоты»).

176

Врасчетах принимают значения sny4 равными от 0,6 до 1 кг/см2

взависимости от степени пучшшстости пород.

Осадка оттаивающих пород. Обусловливается изменением их пористости и может осуществляться в естественных условиях или под воздействием дополнительной нагрузки от инженерных соору­ жений.

И з м е н е н и е п о р и с т о с т и п р и о т т а и в а н и и .

При оттаивании льдодементационные связи породы нарушаются, и она теряет свою прочность. Кроме того, резко изменяется пори­ стость и происходит большая осадка, во много раз превышающая осадку обычной немерзлой породы. Если построить график (рис. 63) изменения коэффициента пористости е в зависимости от давления Р в талом и мерзлом состоянии, то будем иметь кривую, которая называется компрессионной кривой при оттаивании и получается после испытания на компрессионном приборе. Пока порода нахо­ дится в мерзлом состоянии, ее пористость меняется незначительно, но сразу же после оттаивания происходит скачкообразное умень­ шение пористости и затем дальнейшее плавное ее уменьшение по мере роста давления.

Конечно, подобная картина является схематизированной и от­ ражает простейший случай — оттаивание пород массивной тексту­ ры, преимущественно крупнодисперсных. Процесс изменения по­ ристости при оттаивании мелкодисперсных мерзлых пород проте­ кает более сложно. Такие породы при промерзании «распучива­ ются», образуя макропоры, заполненные включениями льда, а ми­ неральные агрегаты и прослойки уплотняются в результате дей­ ствия давления, возникающего при промерзании воды в окружаю­ щих макропорах. После такого уплотнения влажность в минераль­ ных агрегатах и прослойках W n уменьшается до значения, близ­ кого к нижнему пределу текучести, в то время как суммарная влажность всей толщи (благодаря наличию макропор, заполнен­ ных льдом) достигает большой величины, как правило, значитель­ но превышающей верхний предел текучести.

Исследования В. Ф. Жукова, Ф. Г. Бакулина, А. М. Пчелинцева, А. А. Колесова и др. [16] показали, что при оттаивании гли-

нпстых пород с хорошо выраженной криогенной текстурой скачко­ образное изменение пористости происходит лишь за счет объемно­ го (на 9%) изменения льда при фазовом переходе и вследствие отжатия некоторого (но не всего) количества воды из макропор под влия­ нием собственного веса породы. Посткриогенная текстура породы при этом не нарушается, и макропоры сохраняются. Требуется приложить определенное давление, чтобы нарушилась текстура

иначалось смыкание макропор, сопровождаемое отжатием влаги

ипостепенным, по мере дальнейшего увеличения давления, умень­ шением пористости. Полное смыкание макропор и уменьшение по­ ристости (влажности) всей толщи пород до пористости (влажности)

минеральных агрегатов и прослоек наблюдается при достаточно большом давлении.

С ж и м а е м о с т ь о т т а и в а ю щ и х п о р о д . Харак­ теристикой сжимаемости мерзлых пород при оттаивании является так называемое относительное сжатие

толщины слоя мерзлой породы /гм, см, и слоя hT, см, этой же по­ роды после перехода в оттаявшее состояние в условиях невозмож­ ности бокового расширения при заданном давлении Р.

Наибольшая величина осадки мерзлой породы при оттаивании соответствует полному смыканию макропор; эта осадка может быть определена как разность между начальной пористостью и по­ ристостью после смыкания макропор, т. е. как разность между суммарной влажностью породы и влажностью минеральных слоев. Подобного рода формула для определения осадок предложена раз­

Т с к - м и н ^ о - ^ + Т в ’

где Уск.мин —объемный вес скелета между ледяными включениями (для песков — объемный вес скелета уплотняемого грунта), кг/см2; ув~0,001 — удельный вес воды, кг/см2; Wc — суммарная влаж­ ность в долях единицы; Wn — влажность мерзлой породы между ледяными включениями в долях единицы.

Поскольку минеральные слои сильно уплотнены, то прибли­ женно можно считать, что Wa^ W p, где Wp — влажность породы на границе раскатывания.

Подчеркнем, что формула (VII1.26) справедлива лишь для по­ род с хорошо выраженной криогенной текстурой, для пород же массивной текстуры (у которых Wc ^;W n) формула теряет свой смысл.

Как указывалось, формула (VIII.26) определяет наибольшую величину осадки, соответствующую полному смыканию макропор.

178

Однако поры полностью не смыкаются. Поэтому фактическая осад­ ка будет несколько меньше, чем вычисленная по формуле (VIII.26). Соответственно в эту формулу следует вводить поправочный коэф­ фициент къ . Величина этого коэффициента зависит от размера ле­ дяных включений и может быть следующей:

Некоторые данные о сжимаемости различных пород приводятся

просадочные свойства мерзлых пород. Если интересует величина осадки в основании сооружений, то необходимо учитывать влия­ ние давления, передаваемого этим сооружением (через фундамент) на породы основания; подробнее этот вопрос изложен в работе Н. А. Цытовича [4].

Осадка оттаивающих пород складывается из осадки оттаива­ ния (тепловой осадки) и осадки уплотнения. Первая обусловлена скачкообразным изменением пористости в результате оттаивания и происходит даже при отсутствии внешнего давления (см. рис. 63). Вторая (осадка уплотнения) является следствием постепенного изменения пористости в результате уплотняющего воздействия внешней нагрузки. Зависимость между сжимаемостью и давлением показана на рис. 64. В общем случае эта зависимость нелинейна, но для инженерных расчетов можно принять, как полагает Е. П. Шушерина, что сжимаемость прямо пропорциональна наг­ рузке. Тогда

где S=8h — осадка слоя породы, см; А 0— коэффициент оттаива­

ния, определяемый как отрезок, отсекаемый на оси ординат (см. рис. 64); этот коэффициент характеризует осадку при отсут­ ствии внешнего давления и изменяется от А п=0 для талых и сы­ пучемерзлых пород до А 0=1 для чистого льда; а0— коэффициент

пределение давления, передаваемого сооружением.

Глубина оттаивания мерзлой породы под фундаментом опре­ деляется теплофизическим расчетом в соответствии с принятыми нормами [2, 5].

Сжимаемость грунтов находится по данным испытаний, про­ водимых или в лабораторных условиях — путем уплотнения от­ таивающих образцов мерзлой породы в одометрах, или в полевых условиях — путем испытания на осадку под теплыми штампами. Распределение давления от сооружения в толще породы опреде­ ляется в соответствии с правилами механики грунтов. На данной глубине Zi от поверхности Земли в зависимости от веса сооружения и от собственного веса породы

Pi = y0Zi + a ( P - y 0H), (VIII.28)

где уо— объемный вес оттаявшей породы, кг/см1*; Р — давление на подошве фундамента от веса сооружения, кг/см2; Н — глубина заложения фундамента, см; а — коэффициент изменения давле­ ния по глубине в соответствии с таблицами в работах [10; 12].

Для определения осадки вся оттаивающая толща породы мыс­ ленно разбивается на ряд слоев толщиной hi, для каждого такого слоя по формуле (VIII.28) находится давление Pi и сжимае­ мость 6i.

Si = A)(t) + a0(i)Pi- (VIII.29)

Коэффициенты Ащ) и а оц) определяются из опытов (лаборатор­ ных или полевых).

Приближенная оценка сжимаемости может быть получена, как показал М. Ф. Киселев, на основании данных о простейших физи­

где Ут.п — ооъемный вес скелета оттаявшей породы после уплотне­ ния ее под нагрузкой; определяется опытным путем, приближенно может быть принят равным объемному весу скелета воздушно-су­ хой породы при максимальной плотности, кг/м3; Уск.м— объем­

180

ный вес воды, кг/см3; Wp — влажность породы на границе раска­ тывания в долях единицы; Wn — число пластичности, %; кя — коэффициент, зависящий от величины давления Рй принимается по таблице, приведенной в работах [2, 5].

Величина осадки всей толщи оттаявшей породы определяется путем суммирования осадок каждого г-го слоя по формуле

за счет ледяных включений г-го слоя в долях единицы; кв — коэф­ фициент, учитывающий неполное смыкание макропор при оттаи­ вании, величина которого приводилась выше.

Первый член правой части формулы (VIII.32) устанавливает осадку минеральных слоев породы, второй — осадку за счет оттаи­

ТЕПЛОФИЗИЧЕСКИЕ ХАРАКТЕРИСТИКИ *

К теплофизическим характеристикам пород относят коэффи­ циент теплопроводности, удельную (объемную) теплоемкость и коэффициент температуропроводности.

Коэффициент теплопроводности мерзлых пород определяется коэффициентом теплопроводности слагающих компонентов: орга­ но-минерального скелета, воды, льда.

Коэффициент теплопроводности минералов изменяется от до­ лей единицы до десятков единиц (с размерностью ккал/м-град-ч) и практически не зависит от температуры. Коэффициент теплопро­ водности связанной и свободной воды Д, принимается равным 0,5 ккал/м-град-ч. Б. В. Вейнберг [17] на основании данных мно­ гих исследователей принял средний коэффициент теплопровод­ ности чистого льда ?ьл , лишенного пузырьков воздуха, равным 1,944 ккал/м-град-ч при температуре 0° С. С понижением темпе­ ратуры коэффициент теплопроводности льда несколько увеличи­ вается.

Поскольку коэффициенты теплопроводности слагающих ком­ понентов сравнительно мало зависят от температуры, коэффициент теплопроводности самих пород в талом или полностью промерз­ шем состоянии также считают не зависящим от температуры. Та­ ким образом, различают коэффициент теплопроводности талых

* Раздел написан А. В. Павловым.

181

температуре —10 и —15°С). Вследствие перехода воды в лед при промерзании обычно отношение ^МД Т 1. В среднем для всех по­ род оно находится в пределах 1,1—1,3, причем зависит от объем­ ного веса, влажности и т. п. В очень рыхлых породах отношение ЯмАт может быть меньше 1, так как при промерзании происходит раздвигание органо-минеральных частиц растущими кристаллами льда и понижение плотности.

Одним из первых исследователей тепловых характеристик мерз­ лых пород был М. С. Керстен [18]. В табл. 31 приведены значения

182

коэффициента теплопроводности талых и мерзлых типичных не­ водонасыщенных пород.

Коэффициент теплопроводности промерзающих пли протаиваю­ щих пород Ям (/), в отличие от талых или полностью промерзших, су­ щественно зависит от температуры. Это объясняется тем, что при промерзании непрерывно изменяется соотношение между содер­ жанием льда и незамерзшей воды с резко различными коэффици­ ентами теплопроводности. Считая, что изменение величины (t) от температуры пропорционально содержанию способной к замер­ занию влаги, получена следующая зависимость [19]:

в пределах 0,16—0,25 ккал/кг-град. В теплофизических расчетах принимают следующие значения удельной теплоемкости органо­ минерального скелета, ккал/кг-град: песок — 0,165, супесь — 0,175, суглинок — 0,185, глина — 220 [20]. Органические соеди­ нения (торф, мох) могут иметь повышенную удельную теплоем­ кость. Удельная теплоемкость свободной и связанной воды при­ нимается равной 1,0 ккал/кг-град.

Удельная теплоемкость льда сл примерно в 2 раза меньше удельной теплоемкости воды св. Поэтому удельная теплоемкость мерзлой породы меньше удельной теплоемкости талой:

Первые два члена правой части формулы (VIII. 36) представляют собой удельную теплоемкость талой породы, третий — величину уменьшения ее теплоемкости вследствие замерзания части воды.

Если порода к началу замерзания имеет влажность, не превы­ шающую полную ее влагоемкость, то кристаллизация части и да­ же всей способной к замерзанию воды обычно снижает теплоем­ кость породы всего на 10—20%. Изменение количества незамерз­ шей влаги в мерзлых породах приводит к изменениям теплоемко­ сти, не превышающим 1—2%. Поэтому зависимость теплоемкости мерзлой породы от температуры в теплофизических расчетах обыч­ но не учитывается. В табл. 32 приведены значения объемной теп­ лоемкости типичных неводонасыщенных пород в талом и мерзлом состоянии. По табличным значениям коэффициентов теплопровод-

18'

/

ности (см. табл. 31) и объемной теплоемкости (см. табл. 32) нетруд­ но вычислить коэффициент температуропроводности мерзлых по­ род аш. Он больше, чем коэффициент температуропроводности та­ лых пород:

Коэффициент температуропроводности мерзлых пород изменя­ ется в меньших пределах, чем коэффициент теплопроводности и

184

объемная теплоемкость. Нижний предел изменения ам составляет (1,5—2,0)-10"3м2/ч; верхний предел равен 5-10-3м2/ч у песков, 4-10 Зм2/н у супесей и 3-10'3м2/ч у суглинков и глин. К настоящему времени тепловые свойства песчаных, супесчаных, суглинистых и глинистых пород в мерзлом и талом состоянии сравнительно хо­ рошо изучены. К сожалению, исследование тепловых свойств и л и ­ с т ы х , торфяных и *собенно крупнообломочных материалов еще только начинается.

Теплоемкость пород, в которых фазовые переходы отсутствуют (талые или мерзлые породы), была определена как сумма теплоем­ костей составных компонентов — минерального скелета, воды (льда). Поэтому ее называют аддитивной теплоемкостью. При из­ менении температуры промерзающих и протаивающих пород тепло затрачивается не только на нагревание его компонентов (минераль­ ный скелет, незамерзшая вода, лед), но и на фазовые переходы лед—вода. В количественном отношении выделение тепла при кристаллизации поровой влаги условно отождествляют с выделе­ нием тепла от охлаждения компонентов породы [21]. Поэтому теп­ лоту фазовых переходов можно учесть введением эффективной

где L —теплота кристаллизации воды (L=80 кал/г); Уск.м —^ -----

изменение количества незамерзшей воды при изменении темпера­

отрицательная.

Эффективная теплоемкость мерзлых песков, в которых при от­ рицательной температуре вся влага находится в замерзшем состо­ янии, не отличается от их аддитивной теплоемкости. Эффективная теплоемкость супесей, суглинков и особенно глин может во много раз превосходить аддитивную теплоемкость в области температур, близких к температуре замерзания, и практически мало отличает­ ся от нее при температурах ниже минус 8—10°.

Процесс распространения тепла в промерзающих и протаиваю­ щих грунтах уже не может быть описан уравнением (VIII.5), в ко­ торое входят истинные теплофизические характеристики мерзлых пород. В этом уравнении необходимо учесть изменение коэффици­ ента теплопроводности пород с температурой и фазовые превраще­ ния, интенсивность которых определяется выражением

185