Просадочность лёссовых и лёссовидных грунтов

Просадочностью грунта называется его способность уплотняться при замачивании водой в условиях компрессии (т. е. без возможности бокового расширения) при сохранении действующей нагрузки. Последняя реально возрастает за счет веса воды, которая проникает в образец или толщу грунта.

Просадочность грунтов может проявляться при замачивании грунта и отсутствии внешнего давления, однако чаще всего она определяется при замачивании грунтов под нагрузкой. При изысканиях грунтовые условия площадок, сложенных просадочными грунтами, в зависимости от возможности проявления просадки грунтов от собственного веса подразделяют на два типа:

• • / тип — грунтовые условия, в которых возможна в основном просадка грунтов от внешней нагрузки, а просадка грунтов от собственного веса отсутствует или не превышает 5 см;
• • II тип — грунтовые условия, в которых помимо просадки грунтов от внешней нагрузки возможна их просадка от собственного веса и размер ее превышает 5 см.

Просадочность грунтов характеризуют такие показатели, как коэффициент относительной просадочности c_si, коэффициент макропористости Ле. начальное давление просадки ра. МПа. начальная влажность просадки w_st, д. ед., определяемые по результатам испытаний образцов грунта ненарушенного сложения в лабораторных условиях методом компрессионных испытаний (см. п. 8.3.2.1) [30, 17].

Относительная просадочность e_sj вычисляется по формуле.

где ?ha — дополнительное сжатие (просадка) грунта в результате замачивания; Дhп — начальная высота образца грунта.

По величине коэффициента относительной просадочности (?¦.,/) судят о склонности грунта к просадочности: согласно [34], если є а > 0,01, то такой грунт считается присадочным, и наоборот (табл. 2.3). При определении показателей просадочности следует обязательно указывать величину предполагаемого давления на основание из просадочных грунтов и глубину залегания испытуемого слоя для примерной оценки величины бытового давления.

Просадочностыо обладают недоуплотненные (имеющие высокую пористость), маловлажные дисперсные грунты с неводостойкими структурными связями (переходные контакты между частицами): почвы, вывtтрелые глины, засоленные пески, вулканические пеплы, искусственные грунты [111]. Этим условиям в наибольшей мере отвечают лёссовые и лёссовидные грунты, которые, как правило, всегда обладают той или иной просадочностыо.

Лёссы — это молодые отложения четвертичной системы, возникшие в недавнее геологическое время (не более 1,5 млн лет тому назад). Лёссовые грунты встречаются на всех континентах, но наиболее широко они распространены в Европе, Азии и Америке (рис. 5.13). По условиям залегания лёссы повсеместно располагаются в виде покровов, мощностью от нескольких сантиметров до десятков и сотен метров.

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, в Средней Азии, Восточной, Южной и Западной Сибири, встречаются в Белоруссии, Поволжье, Якутии и других районах (рис. 5.14). В северных районах, где лёссовые отложения развиты лишь на отдельных участках, их мощность составляет 5… 10 м, а в районах сплошною 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 [107].

Рис. 5.13. Карта распространения лёссовых пород.

Лёссовые отложения покрывают сплошным плащом обширные плоские водоразделы, их склоны, поверхность высоких террас. В зоне влияния речных долин и морского побережья они прорезаны многочисленными балками и оврагами. Последние имеют резкие формы: узкое дно и высокие обрывистые склоны высотой до 5…6 м, иногда более. На поверхности водоразделов развиты просадочные поды и блюдца, размеры которых изменяются от нескольких метров до первых десятков метров, глубина — от долей метра до Г. 2 метров. Поды представлены обширными понижениями шириной в сотни метров или километры с глубиной, не превышающей первых метров. Дно подов сложено непросадочными тяжелыми суглинками или глинами. В подготовительный период изысканий ориентировочное распространение лёссовых пород разною возраста, генезиса и просадочности рекомендуется определять по карте (рис. 5.14) В. С. Быковой и С. А. Пастушковой [72].

Рис. 5.14. Карта развития лёссовых пород па территории СНГ (72J:

Iлёссы и лёссовые породы большой мощности (более Юм), проявляющие просадку под собственным весом: 2 — лёссовые породы и лёссы мощные (более 5 м), проявляющие значительные просадочные деформации при дополнительных нагрузках: 3 — лёссовые породы средней мощности (5…Юм), проявляющие незначительные просадочные деформации при дополнительных нагрузках: 4 — лёссовые породы прерывистого распространения (3…5 м), непросадочные; 5 — лёссовые породы прерывистого и островного распространения изменчивой мощности, неоднородные по просадочности: 6 — лёссовидные и покровные глинистые породы островного и прерывистого распространения, маломощные, непросадочные: 7 — мерзлые покровные пылеватые глинистые породы, проявляющие термопросадки в результате оттаивания

При инженерно-геологических изысканиях следует учитывать, что в зависимости от возраста, происхождения и фациальной принадлежности строение и условия залегания лёссовых толщ различны [85]:

• • эоловые лёссовые породы пламеобразно перекрывают повышенные элементы рельефа: плато, водоразделы, высокие террасы, разные породы, венчая собой разрез четвертичных отложений. Граница золовых и подстилающих отложений хорошо выражена. Мощности золовых толщ различны, строение их монотонное, выдержанное, чаще неслоистое. Пористость повышенная, макропоры округлые или чечевицеобразные;
• • делювиальные лёссовые породы венчают четвертичный разрез и залегают на склонах, образуют шлейфы, иногда перекрывают надпойменные террасы речных долин, небольшие древние конусы выноса (сухие дельты), заполняют овраги. Границы этих толщ с подстилающими лёссовыми породами не всегда прослеживаются. Мощности толщ различны. В делювиальных лёссовых породах присутствуют прослои гумусированного материала, песка, иногда гравия, дресвы и щебня, выражена слоистость. Пористость различна, макропоры щелевидной формы;
• • пролювиальные лёссовые породы слагают предгорные равнины, предсклоновые пояса, шлейфы, конусы выноса, причем наиболее тонкие по гранулометрическому составу разности отлагаются на периферии этих элементов рельефа, а более грубые — ближе к горам. Мощности толщ пролювия могут достигать 100 м и более. Граница пролювия с подстилающими коренными и аллювиальными породами разного состава обычно выражена. Пролювиальные толщи неслоисты или сложены мощными пластами, в подошве толщи часто прослеживается тонкая слоистость, имеются включения, прослои и линзы песка, гравия, гальки, щебня. Пористость повышенная, макропоры чаще округлой формы;
• • аллювиальные лёссовые породы слагают надпойменные террасы речных долин. Мощность толщ достигает 20 м и более. Граница лёссового аллювия с подстилающими песками, гравием, галечниками, коренными породами ярко выражена, но в подошве аллювиальной толщи имеются линзы и прослои нслёссовых пород. Толщи слоисты и иногда содержат прослои песка и гравия. Пористость пониженная, макропоры щелевидные и округлые;
• • флювиогляциальные и озерные лёссовые породы залегают по периферии зандровых полей в толщах небольшой мощности, обычно слоистых с прослоями песка, переход к подстилающим породам постепенный. Пористость пониженная, макропоры щелевидные;
• • элювиальные лёссовые породы развиты на небольших плато, верхних частях пологих склонов на ограниченных площадях, защищенных от денудации и привноса материала. Эти породы слагают толщи небольшой мощности. Породы неслоисты и постепенно переходят в подстилающие материнские отложения, причем в лёссовом покрове появляется все больше включений каменного лёсса, алевролита, аргиллита, мергеля, известняка и др. Мощности толщ от долей метра до нескольких метров. Пористость чаще повышенная, форма макропор различна.

Число горизонтов лёссов непостоянно (в южных районах территории Российской Федерации в разрезе присутствует от 3 до 6 горизонтов лёссов). Как правило, просадочность уменьшается сверху вниз по разрезу. Мощные толщи лёссовых грунтов имеют циклическое строение: несколько горизонтов лёссов переслаиваются с погребенными почвами и непросадочными лёссовыми грунтами (лёссовидными суглинками). Последние, в отличие от лёссов, имеют более темный бурый или красновато-бурый цвет и нередко отчетливую слоистость.

Общими для всех лёссовых пород являются: столбчато-призматическая отдельность; повышенная прочность структурных (цементационных, кристаллизационных, конденсационных) связей, сохраняющаяся у воздушно-сухой породы; водонеустойчивость структурных связей (особенно у лёссов); легкие размокание и размываемость; пылимость воздушно-сухих и налипание увлажненных лёссовых грунтов на рабочие органы и ходовые части землеройных машин и транспортных средств.

Главными минералами лёссов являются кварц и полевые шпаты. В лёссовых породах областей предгорий и склонов гор они содержатся примерно в равных количествах, а в породах низменных равнин кварц всегда преобладает над нолевыми шпагами. В тонкодисперсных фракциях лёссов встречаются гидрослюды, кварц, кальцит, монтмориллонит, каолинит. В пределах низменных равнин в глинистой фракции лёссовых пород главной составной частью являются гидрослюды, монтмориллонит, каолинит; в горных и предгорных областях — гидрослюды и кварц.

Типичные лёссы отличаются от прочих лёссовых пород характерными особенностями: преобладающей светло-палевой окраской; супесчаным, легкоили среднесуглинистым составом с преобладанием элементарных пылеватых зерен (типичные однородные алевриты); пористостью общей 40…50% и более, активной 15…20%; выраженной макропористостью; воздушно-сухим состоянием; просадочностью от собственного веса при замачивании.

Лёссовидные породы от типичных лёссов можно отличить по окраске: светлопалевой, светло-желтой, желтовато-бурой и др. При пылеватом составе в этих породах наряду с элементарными алевритовыми зернами присутствуют в различных количествах микроагрегаты глинистых частиц (ложная пыль). Общая пористость лёссовидных пород обычно меньше 45%, активная — 15%. Большая часть лёссовидных пород просадочна только при приложении внешнего давления, а некоторые их разновидности непросадочны. Некоторые лёссовидные породы естественно увлажнены и даже могут быть водонасыщенyыми.

Одним из основных признаков, но котjрому отличают лёсс от лёссовидных пород, является гранулометрический состав. По нему лёссы относят к пылеватой группе пород с содержанием песчаных фракций 0,4…33%, пылеватых 50…79%, глинистых 2…47%. Лёссовидныt грунты могут иметь смешанную фуппу дисперсности с содержанием песчаных фракций З…46%, пылеватых 18…50% и глинистых 11…49%. Лёссы имеют более однородный гранулометрический состав, чем лёссовидные породы. Отношение содержания крупнопылеватых частиц (0,05…0,01 мм) к мелкопылеватым (0,01…0,002 мм) у лёссов составляет 1,5…2 и более, в лёссовидных породах оно близко к единице. Они более глинисты, характеризуются относительно низкой пористостью (до 40%) и значительно более высокой плотностью (1,8…1,9 г/см³).

Лёссы обладают высокой для глинистых грунтов водопроницаемостью и резкой анизотропией. Коэффициент фильтрации колеблется в широких пределах (10 10 см/с), в среднем он равен 10 ³ см/с (1 м/сут). Коэффициент фильтрации в вертикальном направлении измеряется несколькими м/сут, в горизонтальном — десятыми или сотыми м/сут. Это приводит к тому, что при инфильтрации воды с поверхности образуются купола грунтовых вод, медленно растекающиеся в стороны. В пределах городов, где имеются многочисленные источники замачивания, в толще лёссовых грунтов формируется техногенный горизонт грунтовых вод, быстро повышающий свой уровень (до 0,5… 1 м в год), что способствует интенсивному развитию просадочных явлений. В районах, где лёссы обогащены гипсом, формирующиеся грунтовые воды агрессивны по отношению к бетону на портландцементе [85]. Одним из основных факторов, определяющих просадочность этих пород, является их специфическая структура, то есть размер и форма твердых (минеральных) структурных элементов, строение порового пространства и особый характер структурных связей (взаимодействий между частицами). Для большинства лёссов характерно высокое, иногда до 15…20%, содержание карбонатов, преимущественно кальцита (СаСОз), и присутствие до 3…5% растворимых солей (сульфаты, хлориды). Важной особенностью структуры лёссовых пород является ее высокая агрегированность, когда пылеватые и глинистые частицы образуют изометричные агрегаты с размерами 0,01…0,25 мм. Специфическое строение имеют песчаные и крупные пылеватые зерна, названные глобулами. Как показали наблюдения в растровом электронном микроскопе (РЭМ), в центре глобулы размещается ядро, состоящее из отдельных кварцевых микроблоков. Поверх ядра располагается дырчатая оболочка кальцита, которая в свою очередь перекрывается глинистой «рубашкой», пропитанной оксидами железа и аморфным кремнеземом (SiCb).

Для просадочных лёссовых грунтов обычно характерны: высокая пылеватость (содержание частиц размером 0,05…0,005 мм более 50% при количестве частиц размером менее 0,005 мм, как правило, не более 10…15%); низкие значения числа пластичности (менее 12); низкая плотность скелета грунта (преимущественно менее 1,5 г/см³); повышенная пористость (более 45%); невысокая природная влажность (как правило, менее границы раскатывания); засоленность; светлая окраска (от палевого до охристого цвета); способность в маловлажном состоянии держать вертикальные откосы; цикличность строения толщ. Главная отличительная особенность лёссов — наличие макропор размером 1…3 мм, различимых невооруженным глазом. Макропоры имеют форму извилистых вертикальных канальцев [107].

Пористость просадочных лёссов обычно изменяется от 42 до 46%. При этом норовое пространство лёссовых пород характеризуется присутствием трех типов пор: макропор, межзерновых и межагрегатных микропор, внутриагрегатных микропор. Наиболее крупными являются макропоры, имеющие трубчатую форму с диаметром 0,05…0,5 мм. Они обычно хорошо видны невооруженным глазом и пронизывают лёссовую породу в вертикальном направлении. Макропоры являются одним из важнейших диагностических признаков структуры просадочных лёссов. Некоторые ученые считают, что макропоры — следы корней растений. Однако сейчас существует мнение, что большая часть макропор представляет собой своеобразные магистральные каналы, образовавшиеся в результате преимущественно вертикальной миграции воды и газов. Об этом свидетельствует наличие значительных выделений солей на стенках макропор [107].

Наиболее важными в структуре лёссовых порол являются межагрегатные и межзерновые микропоры. Эти микропоры обычно имеют изометричную форму, а их размер изменяется от 0,008 до 0,05 мм. Электронно-микроскопические исследования показывают, что подобные микропоры слагают основную часть порового пространства и относятся к категории так называемой активной пористости, которая и определяет величину просадочной деформации породы. Подчиненную роль в норовом пространстве играют более мелкие внугриагрегатные микропоры с размером менее 0,008 мм.

Основную роль в структурном сцеплении (связности) лёссов играют контакты между зернами и глинисто-пылеватыми агрегатами, осуществляемые через глинистые «рубашки» или глинистые «мостики». В физико-химической механике дисперсных систем такие контакты называются переходными, прочность их обусловлена ионноэлектростатическими силами. При увлажнении они быстро теряют прочность и трансформируются в слабопрочные коагуляционные контакты. Помимо переходных, в просадочных лёссовых породах могут также существовать фазовые контакты цементационного типа, обусловленные выделением легко растворимых солей в приконтактных зонах при испарении норовой влаги [107].

Для исследования структуры лёссовых грунтов рекомендуются микроагрегатный и дисперсный способы подготовки пробы грунта к анализу. После проведения микроагрегатного и дисперсного анализов определяют коэффициент агрегированности К_л по И. М. Горьковой:

где S' < 5 мк — содержание частиц < 5 мк в глинистой породе при дисперсной подготовке образца к анализу; S" < 5 мк — то же, при микроагрегатной подготовке.

По величине К_л устанавливают тип структурных связей:

• • стабилизационный и коагуляционный А, Б (K_a = 1… 1,2);
• • пластифицированно-коагуляционный В (К_л = 1,3. .2);
• • коагуляционно-цементационный Г1 (К_а = 2. .20);
• • цементационные Г2 (К_а > 20).

Для лёссов и лёссовидных пород характерны структурные связи типов В и Г, т. е. К_л > 1,3, так как при дисперсном способе подготовки к анализу значительно повышается содержание глинистых частиц за счет разрушения агрегатов пылеватого размера.

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.

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 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 нс могла объяснить сохранение просадочных свойств в течение длительного времени, факты увеличения просадочности под горизонтами погребенных почв и скачкообразное изменение просадочности лёссовых пород по разрезу каждого накопленного слоя.

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, формирование просадочности происходит в результате циклического сезонного промерзания-оттаивания исходных пылеватых пород и удаления из них льда посредством сублимации — испарение льда, минуя жидкое состояние. В ходе промерзания норовая 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 [85].

Рассматривая механизм просадочности лёссов, можно сказать, что она обусловливается разрушением и ослаблением структурных связей в грунте (за счет увлажнения) и его последующим доуплотнением под действием собственного веса и (или) внешней нагрузки. В процессе просадки существенно меняется микростроение грунта: крупные агрегаты распадаются, крупные макропоры смыкаются, частицы формируют более плотную упаковку и т. д.

Присутствие обратимых переходных контактов повышает просадочность благодаря их быстрому разрушению при увлажнении грунта. Наличие же более прочных фазовых контактов цементационного типа может приводить к увеличению прочности всей структуры и соответственно снижению величины просадки. Для подобных грунтов характерны медленные послепросадочные деформации, которые во много раз могут превысить величину самой просадки при кратковременном увлажнении. И. наконец, при рассмотрении процесса просадочности лёссов нельзя не принять во внимание присутствие в этих грунтах сил поверхностного натяжения воды, так называемых капиллярных сил, о которых часто забывают многие ученые. Точные экспериментальные исследования показывают, что по мерс заполнения пор водой, то есть при исчезновении капиллярных менисков, связывающих отдельные зерна и агрегаты, при увлажнении лёсса происходит слишком быстрое и резкое снижение его прочности, которое нельзя объяснить только разрушением переходных и цементационных контактов. Силы поверхностного натяжения воды вполне могут играть роль своеобразного спускового механизма, обусловливающего начало процесса просадки.

Подводя итог, можно сказать, что в основе просадки лежат два взаимосвязанных явления, развивающихся при увлажнении лёссов и воздействии внешней нагрузки. Вопервых, происходит резкое снижение энергии взаимодействия структурных элементов на контактах, потеря структурной прочности вследствие преобразования переходных контактов в коагуляционные и исчезновение сил поверхностного натяжения. Во-вторых, происходит распад глинисто-пылеватых агрегатов, сопровождаемый формированием своеобразных дефектов в микроструктуре лёссов, и возникают условия для взаимного смещения структурных элементов. В результате просадки происходит смыкание части макропор и большинства крупных межагрегатных микропор и формируется более плотная и однородная микроструктура [107].