Мелкообломочные несвязные грунты

Подразделение и распространение песчаных грунтов. Песчаные грунты ха­рактеризуются преобладанием мономинеральных частиц размером 0,05—2 мм. Количество глинистых частиц в них не превышает 3%. В сухом состоянии они представляют типичные сыпучие тела. Во влажном состоянии песчаные грун­ты приобретают небольшую связность. Некоторые из них, будучи насыщены водой, обладают плывунными свойствами.

Инженерно-геологические особенности песчаных грунтов (в частности, величина водопроницаемости и сопротивление сдвигу) сильно изменяются от наличия или отсутствия в них гравийно-галечниковых и пылеватых частиц и от крупности самих песчаных зерен. Поэтому показатели, характеризующие особенности состава песчаных грунтов, и приняты для подразделения их на виды. В их качестве обособлены гравелистые, крутые, средней крупности, мел­кие и пылеватые пески. При содержании в них растительных остатков (3— 10%) выделяют пески соответствующего вида с растительными остатками.

Песчаные грунты очень широко распространены. Согласно данным JI. И.Прасолова, площадь, занятая песчаными и супесчаными породами в СНГ, составляет 1850 тыс. км², из которых 538 тыс. км² приходится на территорию европейской части. Площадь массивов песков Средней Азии и Казахстана достигает 1 млн км².

Соотношение различных генетических типов песков различно по площа­ди в разных регионах страны. Подсчеты, выполненные П.И.Фадеевым (1951) для европейской части СНГ, показали, что на 51% площади, занятой песка­ми, развиты аллювиальные пески. Водно-ледниковые пески занимают 24% площади, эоловые — 11,3, морские — 6,5, элювиальные — 3,6, озерные — 1,6%. Все остальные типы песков занимают около 2% общей площади песча­ных массивов. Преобладание аллювиальных, озерно-аллювиальных, водно­ледниковых и морских песчаных грунтов характерно для Западно-Сибирской плиты. Массивы песков Средней Азии и Казахстана сложены в основном ал­лювиальными и эоловыми образованиями.

Состав песчаных грунтов. Гранулометрический состав песков разнообразен. Среди них встречаются гравелистые, крупные, средней крупности, мелкие и пылеватые виды. Их особенности определяются тектоническим расположени­ем и режимом района, составом слагающих его пород, климатическими усло­виями и генезисом песчаных отложений. Пески гравелистые, крупные и сред­ней крупности наиболее широко распространены в горно-складчатых райо­нах, где они встречаются в разрезах отложений разного генезиса (аллювиальных, пролювиальных, гравитационных, водно-ледниковых и др.). Они также широко развиты в пределах подвижных платформ (Сибирская плат­ форма) и щитов устойчивых платформ (например, Балтийский щит Восточ- но-Европейской платформы). В пределах плит древних устойчивых и особенно молодых платформ, наоборот, очень широко распространены более дисперс­ные разности песков — мелкие и пылеватые. Более грубые по составу пески в пределах этих районов приурочены главным образом к толщам флювиогляци- альных и моренных образований, а также к сформировавшимся за счет их размыва аллювиальным, местами морским и даже озерным отложениям. В толще аллювиальных отложений эти разности песков часто слагают лишь са­мые низы разреза (фация перлювия), а выше залегают достаточно однород­ные средние, мелкие и пылеватые пески (русловая, а нередко и пойменная фации).

Зависимость гранулометрического состава песков от их генезиса наиболее ярко проявляется в пределах единой области сноса и аккумуляции. Например, во многих районах, подвергшихся в четвертичное время материковым оледе­нениям, наиболее грубым по составу являются флювиогляциальные пески. Более молодые по возрасту аллювиальные пески, образовавшиеся за счет раз­мыва и переотложения рекой более древних флювиогляциальных отложений, являются, как правило, более однородными и более дисперсными. Прибреж­но-морские пески, формирующиеся в районе впадения реки в морской бас­сейн, являются еще более дисперсными.

Степень однородности гранулометрического состава песчаных грунтов разнообразна. Она может изменяться по простиранию и разрезу даже в преде­лах одной песчаной толщи. Наибольшая однородность характерна для эоло­вых и морских песков, представленных монодисперсными разностями. Такие же по составу пески нередко встречаются в толще аллювиальных отложений равнинных рек. Бидисперсные разности песков встречаются в разрезах этих генетических типов отложений, а также в разрезах флювиогляциальных обра­зований. Полидисперсные разности песков широко распространены среди отложений различных генетических типов, сформировавшихся в горных об­ластях.

Для песков различного генезиса, происхождение которых связано с дви­жением потоков воды (аллювиальных, пролювиальных, флювиогляциальных и др.), характерно закономерное (нестационарное) увеличение их дисперс­ности по мере удаления от источника сноса. Наиболее отчетливо это явление выражено в разрезах аллювиальных песков по долинам рек Волга, Надым, Пур и Таз (рис. 18.4).

Минеральный состав песков также неодинаков. В их составе встречаются многие минералы, но лишь 25—30 из них присутствуют в практически значи-

мых количествах. По данным Гроута, средний минеральный состав песчаных грунтов характеризуется следующими особенностями: кварц — 70%, полевые шпаты — 8, каолинит — 8, кальцит — 7, доломит — 3, хлорит — 1, осталь­ные минералы — 3%. Эти данные говорят о том, что кварц и полевые шпаты играют наибольшую роль в составе песков. Именно кварцевые и кварцево­полевошпатовые пески наиболее распространены. Другие разности мономи­нерал ьных и биминерал ьных песков (слюдистые, роговообманковые, грана­товые, гипсовые и др.) встречаются существенно реже. Однако и они могут попадать в сферу интересов инженер-геологов (нефелиновые пески Кольско­го полуострова, известковые и гипсовые в засушливых пустынных и полупу­стынных районах и др.).

В большинстве районов СНГ песчаные грунты незаселенные. Содержание легко- и среднерастворимых солей в них составляет сотые доли процента. Од­нако в южных районах страны нередко встречаются засоленные разности пес­ков, содержащие более 0,3% легкорастворимых солей. Они могут быть пред­ставлены как континентальными, так и морскими образованиями. Генезис засоления в них различен. В толщах морских песков развиты сингенетичные соли, которые сформировались на ранних стадиях диагенеза толщи в аридных условиях (например, по побережью Каспийского моря). В толщах аллювиаль­ных, пролювиальных и других типов песков повышенное содержание солей обусловлено, как правило, континентальным засолением, связанным с по­вышением уровня подземных вод в результате естественных и антропогенных причин.

Следует подчеркнуть, что пески практически всегда в разной степени ожелезнены. Содержание железа (в основном окисных его соединений) мо­жет достигать нескольких процентов в сильноожелезненных песках и супесях и составлять лишь сотые доли процента в слабоожелезненных и неожелезнен- ных разностях. Железо в них, как и в других типах грунтов, может быть пер­вичным и вторичным, находиться в окисной и закисной формах. К первич­ным формам железа относятся соединения, сохранившиеся от разрушения магматических и метаморфических пород (феррисиликаты). К вторичным формам относят соединения, возникшие в процессах выветривания и почво­образования. В зоне аэрации железо накапливается в виде окисных соединий, главным образом гидроокиси и буровато-желтого вещества, представленного смешаннослойным глинистым минералом гидрослюдисто-нонтронитового типа. В зоне насыщения окисные формы железа переходят в закисные (например, Fe₂0₃, Fe (НС0₃)₂ и др.), многие из которых находятся в подвижных формах и существенно влияют на динамику изменения свойств песчаных грунтов.

Песчаные грунты нередко содержат растительные остатки. Если их коли­чество не превышает 3%, то их наличие не отражается в названии песчаного грунта. При содержании растительных остатков от 3 до 10% к названию пес­ков добавляется «с примесью растительных остатков». Если же содержание растительных остатков выше 10%, то грунт относится к категории заторфо- ванных. Эти разности, а также песчаные грунты с примесью растительных остатков достаточно часто отмечаются в центральных и северных районах стра­ны в разрезе аллювиальных, озерно-аллювиальных, озерных, лагунных и прибрежно-морских песчаных толщ.

Особенности гранулометрического и химико-минерального состава обус­ловливают небольшую емкость обмена рассматриваемых грунтов. Ее величина у песков (включая пылеватые) обычно составляет 1—2 мг-экв на 100 г грунта, у супесей она возрастает до 2—6 мг-экв.

Влажность (весовая) песков изменяется от 1—2 до 25—30%. В верхней ча­сти разреза (выше капиллярной каймы) пески обладают небольшой влажно­стью — 1—5%. В зоне капиллярного увлажнения влажность песков закономер­но увеличивается и достигает максимума у уровня грунтовых вод. В зоне насы­щения весовая влажность обычно составляет 25—30% (объемная влажность песков, по данным П.И.Фадеева, чаще всего составляет 36—40%, иногда она возрастает до 50—53%). По физическому состоянию вода в песках и легких супесях относится к воде капиллярной и гравитационной. В большинстве рай­онов поровая влага песков не содержит сколько-нибудь значительного коли­чества солей. Однако в аридных районах поровые воды часто сильно минера­лизованы (вплоть до рассолов). Высокая минерализация характерна и для под­земных вод, заключенных в песках, развитых по берегам морей.

Строение песчаных грунтов. Различные условия формирования и последу­ющей жизни обусловили неодинаковое строение песчаных грунтов и сложен­ных ими толщ. Среди них обособляются однородные и неоднородные разно­сти. Неоднородность строения толщ может быть обусловлена различными при­чинами: прослоями песков различной дисперсности, глинистых, торфяных и других грунтов, переслаиванием песков с различными текстурными особен­ностями и др. Однородные по строению песчаные толщи характерны для раз­резов эоловых, морских, реже водно-ледниковых отложений. Неоднородные песчаные толщи могут быть в отложениях любого генезиса.

Для песков характерно слоистое сложение-. Среди слоистых текстур, ха­рактер которых целиком определяет их генезисом, преобладают косо- и гори­зонтально-слоистые текстуры. Различные типы первых характерны для эоло­вых, русловых аллювиальных, дельтовых, прибрежно-морских, водно-лед­никовых песков. Горизонтально-слоистые текстуры типичны для песков пойменной и старичной фации аллювия; они встречаются в разрезах водно­ледниковых и морских отложений. Неслоистые разности песчаных пород ха­рактерны для элювиальных песков.

Степень окатанности частиц, слагающих пески, достаточно разнообразна. Она определяется многими факторами, существенную роль в которых играют размер частиц, минеральный состав, характер и условия переноса (см. гл. 9). Наиболее интенсивно окатываются грубо-, крупно- и среднезернистые пес­чаные частицы; тонкозернистые песчаные и крупнопылеватые частицы ока­тываются в процессе переноса в наименьшей степени (рис. 18.5). Это обуслов­ливает наличие в одном песчаном грунте частицы с разной степенью окатан­ности: от округлых, хорошо окатанных, до неокатанных, угловатых. Однако среди песков одинакового генезиса крупно- и среднезернистые разности все­гда более хорошо окатанные по сравнению с мелкозернистыми и пылеватыми.

Влияние генезиса на степень окатанности песчаных частиц столь же рель­ефно. Наиболее хорошо окатаны эоловые пески.

Окатанность морских песков изменяется в бо-

лее широком диапазоне — от слабой и средней до хорошей. Для аллювиаль­ных песков характерна средняя степень окатанности частиц, для пролюви- альных — слабая и средняя. Делювиальные пески, как правило, окатаны очень слабо. Следует подчеркнуть, что наименьший размер частиц, подвергающих­ся окатыванию, возрастает с 0,02 мм у эоловых до 0,08 мм у делювиальных песков.

Поверхность частиц может быть ровной и неровной, бугорчатой, полиро­ванной или матовой, граненой и изъеденной. Их поверхность часто покрыта железистыми, глинистыми и смешанными пленками («рубашками», по

А.Н.Соколовскому), которые влияют на свойства песков. Наиболее неблаго­приятными особенностями (пониженной прочностью, повышенной сжимае­мостью, нередко способностью к разжижению при динамических нагрузках и др.) обладают пески с глинистыми рубашками на поверхности частиц.

Одним из основных признаков, определяющих строение песков, является пространственное расположение песчаных зерен, определяющих плотность грунта. Рыхлые пески наиболее характерны для элювиальных, делювиальных, пролювиальных и эоловых отложений. Они также могут встречаться в разрезах аллювиальных отложений, особенно современных, и дельтовых образований. Наиболее распространенными являются средние по плотности пески, кото­рые типичны для разрезов аллювиальных, флювиогляциальных и прибреж- но-морских образований. Среди них отмечаются плотные разности песков, наиболее характерные для песчаных отложений зоны прибоя.

Свойства песчаных грунтов. Плотность твердых частиц наиболее широко распространенных песчаных грунтов, не содержащих легкораствормых солей и органических веществ кварцевого и полевошпатово-кварцевого состава, чаще всего 2,65—2,66 г/см³. Присутствие легкорастворимых солей и особенно орга­ники резко снижает эту величину до 2,55—2,60 г/см³, иногда и ниже. Повы­шенное содержание тяжелых минералов обусловливает возрастание плотнос­ти твердых частиц песков до 2,70 г/см³, иногда и выше.

Плотность скелета песчаных грунтов изменяется в более широком диапа­зоне: от 1,45—1,50 до 1,80—1,85 г/см³, очень редко выше. У песков, содержа­щих значительную примесь органических веществ, она может снижаться до 1,20—1,35 г/см³, а в разрезах песков всех генетических типов чаще всего 1,55—г/см³. У неоднородных, разнозернистых песков она обычно выше.

Общая пористость песков изменяется от 25—30 до 50—55%, чаще 35—45%. Пористость обычно возрастает при увеличении дисперсности песчаных грун­тов. Например, среднеарифметическое значение пористости крупных в разре­зе песков современного аллювия р. Надым (север Западно-Сибирской плиты) составляет 39%, песков средней крупности — 41%, песков мелких — 42%, песков пылеватых — 45%, легких супесей — 50% (аналогичная закономер­ность характерна и для разрезов аллювия надпойменных террас). Размер пор в песчаных грунтах, наоборот, уменьшается при возрастании их дисперсности: у среднезернистых песков средний размер 88 мкм, а у супесей легких 48 мкм (рис. 18.6). Увеличение степени неоднородности песков также приводит к умень­шению размера пор.

Основными факторами, определяющими значение плотности и пористо­сти песчаных грунтов, являются литологический состав и строение толщи, целиком обусловленные генезисом, и степень литификации, во многом зави­сящая от возраста и глубины залегания песков (рис. 18.6, 18.7). Анализ этих и

других данных свидетельствует, что наиболь­шее влияние на физические свойства песков оказывает генетический фактор (через состав грунтов). Роль возраста и глубины залегания для песчаных грунтов выражена существен­но менее рельефно по сравнению с глинистыми. Это обусловлено тем, что процессы литификации в песках протекают очень медленно, а их уплотнение под нагруз­кой (в частности, от веса вышележащих грунтов) весьма незначительно.

Специфическое свойство песчаных грунтов — их относительно высокая водопроницаемость. Коэффициент фильтрации пылеватых песков обычно не превышает 1 м/сут, мелко-, средне- и крупнозернистых — 40—50 м/сут. Наи­большее значение коэффициента фильтрации характерно для песков граве­листых — до 80—100 м/сут, а в отдельных случаях и более.

Высота капиллярного поднятия в песках тесно связана с их дисперснос­тью. В крупнозернистых песках ее величина составляет 3—12, среднезернис­тых — 15—35, мелкозернистых — 35—100 см. В супесях высота капиллярного поднятия возрастает до 1 — 1,5 м. Следует подчеркнуть, что пески одинакового гранулометрического состава и сложения разного генезиса отличаются по высоте капиллярного поднятия весьма незначительно.

Водоотдача песчаных грунтов также определяется в основном грануломет­рическим составом и характером сложения. В гравелистых и крупнозернистых песках она максимальна (0,25—0,35). Коэффициент водоотдачи среднезерни­стых песков 0,20—0,25, мелкозернистых 0,15—0,20, пылеватых песков и супе­сей легких 0,10—0,15.

В песчаных грунтах при определенных условиях может развиваться суффо­зия — процесс перемещения и выноса фильтрационным потоком мелких ча­стиц, в результате чего происходит увеличение пористости песков, снижение

их прочности и устойчивости в откосах. Она определяется, с одной стороны, составом и структурными особенностями грунта, а с другой — скоростями и градиентами фильтрационного потока в грунте. Теоретически внутренняя суф­фозия (вынос частиц из толщи грунта) не может возникнуть, если мини­мальный размер частиц грунта больше или равен размеру фильтрационного хода пор песчаного грунта. При выполнении этого условия в грунтах при лю­бых скоростях и градиентах напора фильтрационного потока суффозия воз­никнуть не может, и грунты называются несуффозионными в отличие от суф- фозионных, в которых возможна внутренняя суффозия. К последней группе относятся многие песчаные и супесчаные неоднородные по составу грунты.

Для ориентировочного суждения о суффозионных свойствах грунта ис­пользуют коэффициент неоднородности (К_н = К несуффозионным

относятся песчаные грунты с К_н < 10, к суффозионным — с К_н > 20. Грунты переходной области, по данным В.С.Истоминой (1957), могут относиться как к суффозионным, так и несуффозионным. Для более детальной оценки суффозионных свойств грунтов проводят специальный анализ формы интег­ральных кривых гранулометрического состава (Кондратьев, 1958; Лубочков, 1965).

Сжимаемость песчаных грунтов ниже, чем у связных. Под влиянием ста­тических нагрузок они уплотняются очень слабо. Воздействие же динамичес­ких нагрузок вызывает интенсивное виброуплотнение песчаных грунтов, осо­бенно песков рыхлого и среднего по плотности сложения.

Модуль деформации песчаных грунтов изменяется от 10—11 до 45—50 МПа. Он закономерно уменьшается с увеличением дисперсности песка и уменьше­нием его плотности (табл. 18.1).

Изменение степени водонасыщения песчаных грунтов естественной влаж­ности мало сказывается на величине сжимаемости грунтов. Увлажнение же воздушно-сухих песков сопровождается быстрой дополнительной деформа­цией (просадкой), величина которой в зависимости от начальной плотности, дисперсности и давления при нагрузках до 0,3—0,4 МПа может составлять даже 1—2,5% (см. гл. 14). Эта дополнительная деформация заметно проявляет­ся лишь у песков со степенью плотности менее 0,70.

Сопротивление сдвигу песчаных грунтов существенно выше по сравне­нию с глинистыми и лёссовыми. Оно закономерно возрастает с уменьшением дисперсности и увеличением плотности песков (табл. 18.1). Прочность песков в откосах, через который фильтруется вода, снижается на 15—30%. Основной причиной ее снижения является воздействие гидродинамического давления, стремящегося передвинуть частицы вниз откоса.

Специфическое свойство песчаных грунтов — плывунность, или способ­ность водонасыщенных песков и супесей переходить в разжиженное состоя­ние при вскрытии их горными выработками. Это явление чаще всего происхо­дит под влиянием гидродинамического давления фильтрационного потока. К такому же итогу — разжижению песков и переходу их в подвижное состоя­ние — приводит воздействие динамических нагрузок на песчано-коллоидные тиксотропные грунты. Последние встречаются среди аллювиальных отложе­ний, особенно старичных, в толщах дельтовых, лагунных и озерных песков.

В заключение отметим, что изменение песчаных и крупнообломочных грун­тов в процессе диагенеза весьма незначительно. Кривая их природного уплот­нения имеет очень пологий характер. При увеличении давления (например, за счет веса вышележащих пород) на 0,5—0,6 МПа пористость песка уменьша­ется всего лишь на 1—2%, причем степень заполнения пор песка водой не оказывает существенного влияния на крутизну кривой их природного уплот­нения. В силу этого геологически разновозрастные пески одинакового генети­ческого типа и близкие по дисперсности и минеральному составу обладают сходными инженерно-геологическими особенностями.

В процессе фильтрации природных вод через толщи песчаных и крупнооб­ломочных грунтов в их поры может вноситься пылеватый и глинистый мине­рал. Кроме того, из растворов могут выпадать в осадок гипс, кальцит, крем- некислота, гидроокислы железа и др. Появление этих веществ в толще несце­ментированных обломочных грунтов приводит не только к увеличению плотности последних, но и вызывает образование прочных кристаллизацион­ных связей между отдельными частицами в результате их цементации. В ко­нечном итоге в течение геологической жизни несцементированные крупно­обломочные породы и пески превращаются в конгломераты, брекчии и пес­чаники, т.е. в грунты с жесткими кристаллизационными связями.

ГЛИНИСТЫЕ ГРУНТЫ

Подразделение и распространение глинистых грунтов. К глинистым фунтам относятся тонкодисперсные образования, содержащие не менее 3% глинис­тых частиц и проявляющие набухаемость и пластичность при увлажнении. По своему составу они подразделяются на глины, суглинки и супеси.

Глинистые породы образуют один из наиболее широко распространенных видов фунтов. Они встречаются среди пород различного возраста начиная с кембрийских отложений и кончая современными образованиями и составля­ют более 65% всей массы осадочных пород. Залегают глинистые грунты в виде мощных толщ, слоев, прослоев, линз, конусов выноса и т.п. Мощность их может изменяться от нескольких сантиметров до сотен метров.

Состав глинистых грунтов. Гранулометрический состав глинистых фунтов многообразен. В целом их твердая компонента представляет собой полидис- персную систему. У супеси это глинисто-пылевато-песчаная система с содер­жанием глинистых частиц 3—10%, а у глин — песчано-глинисто-пылеватая или песчано-пылевато-глинистая, с содержанием тех же частиц 30—60% и даже более.

Минеральный состав глинистых фунтов также разнообразен. Все они со­стоят из обломочных (песчаных и пылеватых) агрегатов и зерен, главным образом кварцевых, и тонкодисперсных частиц глинистых минералов. В соста­ве глинистых фунтов некоторых генетических типов (ледниковых, элювиаль­ных, делювиальных, пролювиальных и др.), содержатся включения крупно­обломочного материала, различного по петрофафическому составу. В глинис­тых образованиях аридных зон, а также отложениях открытых морей и засоленных лагун встречаются включения карбонатов и различных солей (гипса, ангидрита, каменной соли). Озерные глины, старичные аллювиальные и мор­ские глины часто обогащены органическим веществом. В зависимости от ко­личества и состава этих примесей среди глинистых пород выделяют карбонат­ные, загипсованные и другие разновидности глинистых образований, а также глинистые грунты с примесью растительных остатков, количество которых должно составлять 5—10%.

Наиболее сложной по составу является тонкодисперсная составляющая глинистых грунтов. Она представлена в основном глинистыми минералами, среди которых широко распространены гидрослюда, монтмориллонит, као­линит, смешаннослойные и хлорит. Именно этими минералами обусловлены специфические свойства рассматриваемых грунтов — их высокая гидрофиль- ность, липкость, способность к набуханию, ионному обмену и т.д.

В элювиальных образованиях состав глинистой фракции достаточно одно­роден: в элювии по гранитам — это каолинит, по магнезиально-железистым силикатам — монтмориллонит, нонтронит, по метаморфическим породам — преимущественно гидрослюда, хлорит, смешаннослойные минералы. В моло­дых континентальных образованиях осадочного происхождения состав мине­ралов глинистой фракции контролируется климатом и условиями их залега­ния: в накоплениях аридной зоны преобладает монтмориллонит, смешанно­слойные, палыгорскит, а в отложениях гумидного пояса — каолинит.

Глинистые минералы — чрезвычайно подвижные системы. Они испыты­вают преобразования не только в ходе седиментогенеза, но и на разных ста­диях постседиментационного преобразования глинистого осадка под влияни­ем изменения климатических, гидрохимических и тектонических факторов. В глинистых отложениях, претерпевших диагенетические и катагенетические преобразования, наблюдается заметное увеличение содержания гидрослюд за счет набухающих минералов, каолинита и палыгорскита.

Среди глинистых грунтов распространены как засоленные, так и незасо- ленные разности. Первые залегают в верхней части разреза грунтовых толщ в аридных районах, где широко протекали и протекают процессы континен­тального засоления грунтов, вторые — в гумидной зоне. Морские глинистые грунты могут быть засоленными и в районах, климат которых в настоящее время является гумидным.

Емкость катионного обмена глинистых грунтов изменяется в широком диапазоне: от 2—5 мг-экв на 100 г твердых частиц у супесей до 120—150 мг экв у мономинеральных монтмориллонитовых глин. Наиболее широко распрост­ранены глинистые грунты с кальциевым обменным комплексом. В гумидных условиях умеренных широт встречаются так называемые ненасыщенные гли­ны, содержащие обменный ион Н⁺. Для морских и лагунных глинистых грун­тов характерно присутствие в обменном комплексе иона Na⁺.

Первоначальный состав обменных катионов может изменяться при диаге­незе осадков. Так, растворение известковых органических остатков вызывает замещение обменного Na⁺ на Са²⁺. Аналогичное явление наблюдается при воздействии континентальных вод, содержащих Са²⁺, на морские глины. Со­став обменных катионов изменяется, если глинистые грунты взаимодейству­ют с подземными водами, иными по химическому составу, чем воды бассей­нов, в которых отлагались глины. По составу обменных катионов генетиче­ские выводы можно делать только в отношении мощных слоев водонепрони­цаемых глин, не перемежающихся с водоносными пластами.

Естественная влажность глинистых грунтов колеблется в широких преде­лах — от 5—10 до 100% и более. Наибольшую влажность имеют глины ниже уровня грунтовых вод. При прочих равных условиях монтмориллонитовые глины имеют наибольшую влажность, каолиновые — наименьшую. На увеличение влажности влияет присутствие минералов, содержащих кристаллизационную воду (например, гипса). Примесь органических веществ, характеризующихся высокой гидрофильностью, также повышает влажность глин. Насыщенные Na⁺ диспергированные глинистые грунты содержат много связанной воды и характеризуются более высокой влажностью, чем те же микроагрегатные грун­ты, насыщенные Са²⁺.

Степень влажности глинистых грунтов в зоне аэрации изменяется от 0,1 до 0,5. Это указывает на присутствие значительного содержания газов в грун­тах, находящихся главным образом в свободном состоянии. Ниже уровня грун­товых вод степень влажности приближается к 1.

Строение глинистых грунтов. Различие условий образования глинистых грун­тов обусловливает многообразие их строения. По характеру отсортированно- сти материала толщи глинистых грунтов подразделяются на однородные и неоднородные. Среди последних обособляются беспорядочно неоднородные и слоистые.

Толщи однородных глинистых грунтов обычно формируются в водной среде при неизменном тектоническом режиме. Таковыми могут быть глубоковод­ные морские глины, некоторые озерные глины, глинистые отложения пред­горных прогибов. Они характеризуются незначительной изменчивостью гра-

нулометрического и минерального состава по площади и разрезу, отсутстви­ем заметной слоистости, однородностью окраски и др.

Беспорядочно неоднородное строение характерно для элювиальных, де­лювиальных, ледниковых и некоторых пролювиальных глинистых грунтовых толщ. Они сложены неясно слоистыми глинистыми грунтами, в которых со­держатся беспорядочные включения грубообломочного материала, а также линзы и карманы песков.

Очень часто глинистые отложения имеют горизонтально-слоистое строе­ние. Оно характерно для аллювиальных, озерных, водно-ледниковых, лагун­ных, морских и пролювиальных образований. Слоистость обычно подчерки­вается изменением состава или цвета пород. В зависимости от условий фор­мирования слоистость может быть грубой, тонкой или микроскопической (микрослоистой).

Рассмотренные особенности макростроения толщ глинистых пород опре­деляют характер и степень пространственной неоднородности их свойств, в частности водопроницаемости, сжимаемости, сопротивления сдвигу. Однако еще большее влияние на свойства глинистых грунтов оказывает характер их микростроения. В.И.Осипов и В.Н.Соколов выделили восемь его основных типов: ячеистое, скелетное, матричное, турбулентное, ламинарное, домен­ное, псевдоглобулярное и губчатое.

Не повторяя их характеристики (см. гл. 9), приведем лишь следующие крат­кие сведения об отличии глинистых грунтов с широко распространенными ячеистым, скелетным и турбулентным микростроением.

Для глинистых грунтов с ячеистым микростроением свойственны высо­кая пористость (60—90%) и влажность (55—300%), что обычно превышает влажность на пределе текучести, а также коагуляционный тип структурных связей. Все это обусловливает скрытотекучую консистенцию этих образова­ний, их низкую прочность и высокую сжимаемость. В отличие от них для грунтов со скелетным микростроением характерны большая уплотненность (пористость 40—60%), меньшая влажность (35—50%), меньшая сжимаемость и более высокая прочность.

Турбулентное микростроение образуется в ходе литогенеза при увлажне­нии глинистых осадков с исходным ячеистым и матричным микростроением. Грунты с таким микростроением отличаются еще более высокой степенью уплотнения (их пористость составляет 26—40%), они имеют переходный и смешанный тип структурных связей, обладают тугопластичной и полутвер­дой консистенцией, относительно высокой прочностью и низкой сжимаемо­стью. Важной особенностью их является наличие четко выраженной анизот­ропии свойств.

Свойства гл ини стых грунтов. Большое разнообразие условий образования и степени литификации глинистых грунтов обусловливает значительный диа­пазон изменения их свойств. Среди физических свойств наименее изменчивы показатели плотности твердых частиц глинистых грунтов. Они варьируют от 2,50 до 2,85 г/см³. Примесь органических веществ понижает плотность глин, так как для гумуса она равна 1,25—1,40 г/см³. У минеральных монтмориллони­товых глин ее величина также низкая — до 2,25 г/см³ (см. гл. 12).

Значительно большие изменения характерны для плотности глинистых грунтов, плотности их скелета и показателей пористости. Плотность глинис­тых грунтов может изменяться от 1,30 до 2,30 г/см³, а плотность скелета — чаще всего 1,20—1,60 г/см³; в уплотненных грунтах она повышается до 1,90 г/см³. Значения пористости варьируют от 25—30 до 60%; подавляющая часть пор является открытой, доступной для жидкой компоненты.

Основными факторами, влияющими на значения этих свойств глинистых грунтов, являются их состав и степень литификации. Наибольшей плотнос­тью, как правило, обладают древние глинистые грунты, залегающие на зна­чительных глубинах и испытавшие сильное уплотнение. К этой категории от­носятся большая часть палеозойских, мезозойских, некоторые эоценовые и палеогеновые глины. Высокую уплотненность, независимо от возраста, име­ют глинистые образования горно-складчатых районов, такие, как апшерон- ские глины Закавказья, олигоценовые глины Западного Кавказа. Среди кон­тинентальных четвертичных отложений наибольшую уплотненность имеют лед­никовые глинистые грунты. Наименьшими показателями уплотнения харак­теризуются четвертичные озерные, озерно-ледниковые, аллювиальные и де­лювиальные глинистые образования.

С плотностью и пористостью глинистых грунтов тесно связана их водо­проницаемость. Большая часть глин и суглинков относится к слабопроницае­мым или практически водонепроницаемым грунтам. Значения коэффициента фильтрации для них изменяется от 10“³ до 10 ⁵ м/сут. Это объясняется наличи­ем у глин и суглинков ультракапиллярных пор, полностью занятых связанной водой. Фильтрация через такие поры возможна только при превышении на­чального градиента (см. гл. 12).

Важной особенностью глинистых грунтов является их способность всту­пать в обменные реакции, приводящая к изменению их состава, строения и свойств. Обменная способность глин часто используется в практических це­лях, например в химической промышленности, а также при целенаправлен­ном изменении их свойств, таких, как водопроницаемость, липкость и др.

Глинистые грунты благодаря особенностям гранулометрического и хими- ко-минерального состава проявляют четко выраженные физико-химические свойства. Так, многие глинистые породы при их увлажнении набухают, а при высушивании дают усадку, что сопровождается изменением объема от не­скольких до 25—30%, а в некоторых случаях и больше. Развиваемое при этом давление набухания может достигать 1,0—1,5 МПа. При определенных услови­ях глинистые грунты обладают липкостью, величина которой может дости­гать 5—6 Н/см².

Среди различных типов глинистых грунтов наиболее гидрофильными, а следовательно, и более склонными к проявлению названных свойств являют­ся глины и тяжелые глины, содержащие значительное количество набухаю­щих глинистых минералов (монтмориллонита, смешаннослойных) и органи­ческого вещества. Присутствие солей, а также слабогидрофильных глинистых минералов (типа каолинита) приводит к снижению показателей этих свойств. Наибольшая обменная способность, пластичность, набухание, усадка, лип­кость у высокопористых озерных глин, глин старичной фации аллювия, бога­тых органикой, у многих озерно-ледниковых и элювиальных глин, а также у лагунных и морских глин, лишенных солей. Наименее гидрофильны супеси и суглинки ледникового и аллювиального (пойменная фация) происхождения.

Набухание, усадка и липкость глинистых грунтов помимо дисперсности и химико-минерального состава зависят от их степени уплотнения и прочности структурных связей. Наибольшим набуханием обладают высокогидрофильные, умеренно уплотненные глины с коагуляционным и переходным типом струк­турных связей. Таковыми являются, например морские отложения юры Рус­ской платформы, некоторые разности сарматских глин Предкавказья и др. Слаболитифицированные, высокопористые и, наоборот, сильнолитифици- рованные грунты с переходным типом структурных связей обладают низкими показателями набухания. У первых это объясняется высокой пористостью и влажностью, а у вторых — наличием прочных структурных связей, препятст­вующих набуханию. К таким грунтам относятся современные отложения мо­рей и озер, многие четвертичные образования морского, озерного, водно­ледникового и аллювиального генезиса, а также глины древних комплексов — девона, карбона и перми.

Глинистые грунты обладают различной деформируемостью и прочностью. Коэффициент их сжимаемости изменяется от единиц (у слаболитифициро- ванных глин) до тысячных долей МПа^-1 (у сильнолитифицированных глин). Модуль общей деформации варьирует от нескольких до 50—60 МПа. Угол внутреннего трения и сцепления изменяется соответственно от 5—10° и 0,01 — 0,05 МПа до 20-36° и 0,12-0,6 МПа (табл. 18.3).

Столь широкий диапазон изменения механических свойств глинистых грун­тов объясняется их различным составом, уплотненностью, влажностью и др. Среди многочисленных факторов, влияющих на прочностное и деформаци­онное поведение глинистых грунт