Propriétés de déformation et de résistance des sols et leurs caractéristiques.

Compressibilité le sol caractérise leur capacité à se déformer sans destruction sous l'influence d'une charge extérieure. Les propriétés de déformation des sols sont caractérisées par le module de déformation total E , coefficient de Poisson, coefficients de compressibilité et de consolidation, modules de cisaillement et de compressibilité. La compressibilité des sols dispersés sous charge est due au déplacement des particules minérales les unes par rapport aux autres et, par conséquent, à une diminution du volume poreux.

Résistance du sol déterminée par leur résistance au cisaillement , qui peut être décrite par la dépendance linéaire de Coulomb

τ = p tgφ + c,

où τ – résistance au cisaillement, MPa ; R – pression normale, MPa ; bronzage φ est le coefficient de frottement interne ; φ est l'angle de frottement interne, deg ; c – embrayage, MPa.

Quantités φ et c nécessaire pour les calculs techniques de résistance et de stabilité.

La résistance des sols rocheux est principalement déterminée par leurs liaisons structurelles, c'est-à-dire adhérence, mais dans la plus grande mesure la fissuration.

La résistance temporaire d'un sol rocheux à la compression uniaxiale (résistance ultime à la compression) est une caractéristique de classification importante, selon laquelle le sol est classé comme rocheux (> 5 MPa) ou non rocheux (< 5 МПа).

La composition chimique et minérale, les structures et textures des sols, la teneur en matière organique sont déterminées dans des laboratoires géologiques dotés du matériel nécessaire (microscope électronique à rayons X, etc.). Les propriétés physiques et mécaniques des sols sont étudiées dans les laboratoires de sciences du sol et sur le terrain sur les futurs chantiers. Une attention particulière est portée à la fiabilité des résultats obtenus.

Pour chaque caractéristique du sol, plusieurs déterminations sont faites et leur analyse statistique est effectuée. Pour tout IGE, il doit y avoir au moins trois définitions.

Laboratoire au sol. Des échantillons de sol pour la recherche en laboratoire sont prélevés par des couches de sol dans des fosses et des forages dans les installations.

Les échantillons de sol sont livrés au laboratoire sous forme de monolithes ou d'échantillons en vrac. Les monolithes sont des échantillons de sol avec une structure non perturbée, qui doivent avoir des dimensions de 20 x 20 x 20 cm. Dans les sols limono-argileux, il est nécessaire de maintenir l'humidité naturelle grâce à une paraffine imperméable ou une coquille de cire à leur surface. Dans les sols meubles (sable , gravier, etc.) .) les échantillons sont prélevés avec une masse d'au moins 0,5 kg.

Dans des conditions de laboratoire, il est possible de déterminer toutes les caractéristiques physiques et mécaniques, chacune selon son propre GOST: humidité naturelle et densité du sol - GOST 5180-84, résistance à la traction - GOST 17245-79, composition granulométrique (grain) - GOST 12536- 79, etc. En laboratoire, l'humidité, la densité des particules de sol et quelques autres sont déterminées.

Travail de terrain. L'étude des sols sur le terrain donne un avantage sur l'analyse en laboratoire, car elle permet de déterminer toutes les valeurs des caractéristiques physiques et mécaniques dans l'occurrence naturelle des sols sans détruire leur structure et leur texture, tout en maintenant le régime d'humidité. Parallèlement, le travail des massifs de sol dans les fondations des bâtiments et des structures est modélisé. De telles études de sols sont de plus en plus utilisées depuis quelques années, parallèlement à l'amélioration des équipements techniques et à l'utilisation des ordinateurs. Les méthodes express vous permettent d'obtenir rapidement les propriétés du sol. Afin de prévoir le comportement des massifs de sols pour la période d'exploitation des bâtiments et des ouvrages, il convient de combiner raisonnablement les études en laboratoire et sur le terrain.

Parmi les méthodes d'essai de déformation des sols pour la compressibilité, il convient de considérer la méthode de référence tests de tampon sur le terrain (GOST 20278-85). Les résultats d'autres méthodes d'essais, à la fois sur le terrain (pressométrie, conduite dynamique et statique) et en laboratoire (compression et stabilométrique) doivent nécessairement être comparés avec les résultats d'essais au poinçon.

Lors de la détermination des caractéristiques de résistance des sols, les résultats les plus fiables sont obtenus par des essais sur le terrain sur la coupe de piliers de sol directement sur le chantier (GOST 23741-79). En raison du coût élevé et de l'intensité de la main-d'œuvre, ces travaux ne sont effectués que pour les structures du niveau I (classe) de responsabilité. Il s'agit notamment de bâtiments et d'ouvrages de grande importance économique, d'équipements sociaux et nécessitant une fiabilité accrue (bâtiments principaux de centrales thermiques, centrales nucléaires, tours de télévision, conduites industrielles au-dessus de 200 m, bâtiments de théâtres, de cirques, de marchés, d'établissements d'enseignement, etc. ).

Pour les autres cas de construction (ouvrages de classes II et III), des indicateurs suffisamment fiables Avec et φ obtenu à la suite d'essais en laboratoire de sols dans des dispositifs à coupe plate (GOST 12248-78) et de compression triaxiale (GOST 26518-85).

Les caractéristiques de résistance peuvent également être déterminées par la méthode de sondage des pales, dont les résultats, lors de la conception de structures critiques, sont comparés à des essais de cisaillement pour garantir la fiabilité des résultats.

Essais de déformation des sols. La compressibilité des sols est étudiée par des méthodes de tamponnage, des pressiomètres, des sondages dynamiques et statiques.

Méthode du tampon. À sols non rocheux au fond des fosses ou au fond des trous de forage, des timbres sont installés sur lesquels les charges statiques sont transférées (GOST 20276-85). Tampon dans le trou – il s'agit d'une dalle ronde en acier ou en béton armé d'une surface de 5000 cm 2. Pour créer une pression donnée sous le tampon, des vérins ou des plates-formes avec une charge sont utilisés (Fig. 49).

Le tirant d'eau des timbres est mesuré par des déflectomètres. Dans la fosse, au niveau de la semelle du timbre et à l'extérieur de celle-ci, des échantillons de sol sont prélevés pour des études parallèles en laboratoire. Le tampon est chargé par étapes, en fonction du type de sol et de son état, résistant jusqu'à ce que les déformations se stabilisent. À la suite des tests, des graphiques de la dépendance du tassement du tampon à la pression et au temps sont tracés par étapes de charge.Après cela, le module de déformation du sol est calculé à l'aide de la formule E , MPa.

Timbre dans un foragee. L'analyse du sol est effectuée dans un puits d'un diamètre supérieur à 320 mm et d'une profondeur maximale de 20 m. Un tampon d'une superficie de 600 cm 2 est abaissé au fond du puits. La charge sur le timbre est transmise à travers la barre sur laquelle se trouve la plate-forme avec la charge. Le module de déformation est également déterminé par la formule.

Etudes pressiométriques réalisé dans des sols argileux. Le pressiomètre est une chambre cylindrique en caoutchouc descendue dans le puits à une profondeur prédéterminée et dilatée par la pression d'un liquide ou d'un gaz. Sous les pressions créées, les déplacements radiaux des parois du forage sont mesurés, ce qui permet de déterminer le module de déformation et les caractéristiques de résistance du sol.

Riz. 49. Détermination de la compressibilité des tampons de sol :

a, b - fosses; c – forage ; 1 - timbres; 2 - prise ;

3 - pieux d'ancrage ; 4 – plate-forme avec chargement ; 5 - tige

sondage(ou pénétration ) est utilisé pour étudier les épaisseurs de sol jusqu'à une profondeur de 15 à 20 m. La densité et la résistance des sols et leur variabilité dans une section verticale sont déterminées par la résistance à la pénétration dans le sol d'une pointe métallique (sonde). Le sondage désigne les méthodes expresses de détermination des propriétés mécaniques des sols sableux, argileux et organogéniques qui ne contiennent pas ou peu d'impuretés de pierre concassée ou de galets. Selon la méthode d'immersion de la pointe, le sondage se distingue dynamique et statique . Avec le sondage statique, le cône est pressé dans le sol en douceur, et avec le sondage dynamique, il est enfoncé avec un marteau.

Sondage statique et dynamique Autoriser:

Divisez l'épaisseur du sol en couches séparées;

Déterminer la profondeur des sols rocheux et à gros grains;

Établir approximativement la densité des sables, la consistance des sols argileux, déterminer le module de déformation;

Évaluer la qualité des sols artificiellement compactés dans les remblais et les formations alluviales ;

Mesurer l'épaisseur des sols organogéniques dans les marécages.

Sur la fig. 50 montre une station d'enregistrement de pénétration.

Riz. 50. Station d'enregistrement des pénétrations :

1 – sonde-capteur ; 2 - tige; 3 - mât; 4 – vérin hydraulique ; 5 - canal de communication ; 6 - poste matériel ; 7 - panneau de contrôle

Essais de résistance des sols. La résistance des sols au cisaillement est déterminée par les valeurs limites des contraintes lors de la destruction. Les expériences sont menées dans des fosses, laissant des piliers colonnaires de sol non perturbé, auxquels des forces de compression et de cisaillement sont appliquées. Pour la détermination correcte du frottement interne et de l'adhérence spécifique, l'expérience est réalisée sur au moins trois piliers avec des forces de compression différentes. Le décalage se produit également lors de la rotation de la roue à aubes, qui est un dispositif à quatre pales. Il est pressé dans le sol et tourné, tout en mesurant le couple, à partir duquel la résistance au cisaillement est calculée.

Travaux de construction expérimentés. Lors de la construction d'objets du niveau de responsabilité I (classe), les études sur le terrain des sols revêtent une importance particulière, par conséquent, elles recourent à des travaux expérimentaux.

Pieux expérimentés. Sur le chantier, une pile d'inventaire est immergée et la nature de son immersion et la résistance du sol sont observées. En appliquant des charges au pieu et en mesurant les précipitations à chaque étape, la capacité portante du sol est déterminée dans des conditions d'humidité naturelle et pendant le trempage. Les résultats des tests sont comparés aux données calculées sur la base d'analyses de sol en laboratoire.

Fondations expérimentées. Ils organisent les fondations du futur bâtiment en taille réelle et à la profondeur de conception. Une charge est appliquée sur la fondation à partir d'un futur bâtiment et des observations sont faites sur la compression du sol de base. C'est ainsi que sont déterminés la capacité portante réelle du sol et le tassement du futur bâtiment.

Bâtiments expérimentaux. Une évaluation quantitative des propriétés d'affaissement du loess est donnée en fonction des données d'essais en laboratoire et sur le terrain des sols. Dans des conditions réelles, sous des bâtiments érigés en taille réelle, la base de loess est saturée d'eau et des observations sont faites sur la nature du développement du processus, les valeurs d'affaissement sont déterminées et l'état des structures du bâtiment est évalué. Des travaux expérimentaux similaires sont également effectués lors de l'évaluation des effets dynamiques sur les structures et les fondations des bâtiments.

Traitement des résultats des études de sol. L'évaluation des propriétés des massifs de sols est réalisée sur la base de caractéristiques physiques et mécaniques à la suite d'études en laboratoire d'échantillons de sol individuels et de travaux de terrain sur le territoire du massif. Les caractéristiques obtenues en laboratoire et sur le terrain correspondent uniquement aux endroits où des échantillons ont été prélevés et des essais sur le terrain de sols ont été effectués. À cet égard, les résultats de recherche disparates et les indicateurs standard doivent être généralisés, c'est-à-dire traités statistiquement afin d'obtenir des valeurs moyennes et une utilisation ultérieure dans les calculs de base.

Observations stationnaires dans les études d'ingénierie géologique et hydrogéologique, elles sont réalisées pour évaluer le développement de processus géologiques défavorables (karst, glissements de terrain, etc.), le régime des eaux souterraines et la température.Les mesures sont effectuées pendant l'exploitation des bâtiments et des structures, mais elles peuvent également être lancés pendant les périodes de conception. Durée du travail - jusqu'à 1 an ou plus.

Plan de cours :

1. Dispositions générales.

2. Propriétés de déformation des sols dues aux conditions naturelles.

3. Propriétés de déformation des sols dues à la charge externe.

4. Déformations élastiques.

5. Facteurs qui déterminent les propriétés élastiques des sols.

6. Mécanisme des déformations plastiques.

7. Construction d'une courbe de compression.

8. Indicateurs de déformation.

9. Consolidation du sol.

10. Pression efficace et neutre.

11. Méthode de détermination des propriétés de déformation des sols.

1. Dispositions générales

Les propriétés mécaniques des sols se manifestent lorsqu'ils sont exposés à des charges externes.

Les propriétés mécaniques sont divisées en types suivants:

- déformation ;

- force;

- rhéologique.

Propriétés de déformation caractériser le comportement du sol sous des charges ne dépassant pas les charges critiques. Autrement dit, ils ne conduisent pas à la destruction du sol.

Propriétés de résistance caractérisent le comportement du sol sous des charges égales ou supérieures aux charges critiques, et ne sont déterminées que lorsque le sol est détruit.

Propriétés rhéologiques caractériser le comportement du sol sous charges dans le temps.

La déformation est le mouvement des particules corporelles sous l'action de contraintes mécaniques.

Dans les documents réglementaires, le terme déformation du sol est utilisé, alors que ces déformations ne sont pas associées à des charges externes, telles que des déformations de gonflement, etc.

Par conséquent, le terme propriétés de déformation des sols dans la pratique doit être distingué par le type d'impact sur le sol :

1. Déformations liées à l'impact des conditions naturelles sur le sol.

2. Déformations liées au chargement externe du sol.

2. Propriétés de déformation des sols dues aux conditions naturelles

déformation de gonflementévaluée à travers l'indice εSW (relative gonflement déformation). Calculé comme suit (Figure 7.1):

ε SW = h h

où h est la hauteur initiale de l'échantillon ;

∆h est l'augmentation de la hauteur de l'échantillon lors de son trempage.

Figure 7.1 - Schéma de calcul de la déformation relative du gonflement

La nature du gonflement - gonflement se produit en raison de la séparation des molécules de la solution aqueuse du réseau structurel de cristaux.

Déformation de tassement est estimée à travers l'indicateur εS (déformation relative d'affaissement) qui se calcule comme suit (Figure 7.2) :

Figure 7.2 - Schéma de calcul de la déformation relative de l'affaissement

La nature de l'affaissement - lorsque le sol est trempé, les liaisons structurelles sont détruites et le sol sans charge peut être déformé.

Le soulèvement par le gel est évalué par l'indice de déformation relative du soulèvement par le gel εfn, qui est déterminé par la formule (figure 7.3) :

				h de − h o

où hof est la hauteur du sol gelé ;

ho est la hauteur initiale du sol, avant gel.

Figure 7.3 - Schéma de calcul de la déformation relative du soulèvement par le gel des sols

La nature du soulèvement par le gel - avec une diminution de la température< 0 °С вода в порах грунта замерзает и расширяется, что вызывает деформацию грунта.

Les types de déformation du sol ci-dessus sont associés à des facteurs naturels. Ci-dessous, nous considérons les déformations associées au chargement du sol.

3. Propriétés de déformation des sols dues à la charge externe - dispositions générales

un). La notion de stress. b). Types de déformations.

dans). Relation entre le stress et la fatigue.

un). La notion de stress

Pour comprendre ce matériau, considérons les concepts de contraintes dans les sols.

Les charges externes transmises au sol sont des contraintes mécaniques qui sont une mesure de ces forces externes (figure 7.4). Par contrainte mécanique, on entend la force agissant sur une unité de surface du sol.

Figure 7.4 - Schéma de répartition des forces externes et internes agissant dans le volume de sol au point M

La figure 7.4 montre que tout point du massif de sol (M) est affecté par trois forces (P). Ces forces sont décomposées en contraintes normales (σ) et tangentielles (τ). Les contraintes normales agissent le long de la normale au site et les tangentes agissent le long de celle-ci (Figure 7.5).

		τyz	τxz
					τzx
				τyx
		τzy
			τyx

Figure 7.5 - Composantes des contraintes de cisaillement (τ ij ) et normale (σ i )

La totalité de toutes les contraintes pour toutes les plates-formes passant par le point M caractérise l'état de contrainte au point. Il est déterminé par le tenseur des contraintes (Tσ) dont les composantes sont trois normales (σ x, σ y, σ z) et six tangentielles (τ xy = τ ux, τ yz = τ zy, τ zx = τ xz) stresse.

b). Types de déformations

Selon le type de charge appliquée au sol, on distingue les types de déformations suivants :

– linéaire ;

- tangentes ;

- volumineux.

Déformations linéaires due aux contraintes normales (σ). Moi-

L'essaim de déformations linéaires est la déformation linéaire relative (e), qui est déterminée par la formule :

e = h h0

∆h

où h 0 est la hauteur initiale de l'échantillon ; h est la hauteur de l'échantillon lorsqu'il est chargé ;

∆h est l'incrément (diminution) de la longueur de l'échantillon lors de son chargement.

Déformations tangentielles due aux contraintes de cisaillement (τ). La mesure des déformations tangentielles est la déformation de cisaillement relative (γ), qui est déterminée par la formule :

γ =
l h 0 o

où h o est la hauteur initiale de l'échantillon ;

s est la valeur de cisaillement sous l'influence des contraintes de cisaillement.

Déformations volumiques en raison de la charge globale sur le corps. La mesure des déformations volumétriques est la déformation volumétrique relative (e v ), qui est déterminée par la formule :

e v = V V

où V est le volume initial du corps ;

V1 est le volume du corps obtenu sous chargement ;

V est le changement absolu de volume sous chargement.

V = V V - V1

dans). Relation entre les contraintes et les déformations du sol

L'un des principaux enjeux de la science du sol (mécanique des sols) est d'établir une relation entre les contraintes et les déformations dans les sols.

À En général, cette relation est non linéaire et dépend de nombreux facteurs. Il est impossible de prendre en compte tous les facteurs, par conséquent, jusqu'à présent, il n'y a pas d'équation décrivant ces interactions.

À la science du sol (mécanique des sols) utilise les équations de Hooke.

La loi de Hooke s'écrit comme suit :

– pour les déformations linéairesσ = Е·e , où Е est le module de Young (module d'élasticité) ;

– pour les déformations tangentiellesτ = γ·G , où G est le module d'élasticité de cisaillement ;

– pour les déformations volumétriquesσ v = K e V , où K est le module de compressibilité.

En pratique, lors de la prédiction de la stabilité des ouvrages d'art, les déformations linéaires e sont les plus largement utilisées. Tangent et volumétrique sont utilisés pour résoudre des problèmes particuliers. Par conséquent, ci-dessous, nous nous concentrerons sur les déformations linéaires.

Déformations linéaires

Lorsqu'une charge externe est appliquée au sol, des déformations élastiques se produisent d'abord dans celui-ci, puis plastiques et destructrices (figure 7.6).

hé

e n e r

Figure 7.6 - Schéma de formation des déformations élastiques (1), plastiques (2) et destructives (3)

4. Déformations élastiques

Sous déformations élastiques (volumétriques) du sol comprendre la déformation

qui sont restaurées lorsque les forces qui les provoquent sont éliminées (supprimées) (Figure 7.7).

a) Mécanisme de déformation élastique suivant: lors du chargement du sol, des contraintes normales et de cisaillement y apparaissent. Les contraintes normales provoquent une modification de la distance entre les atomes du réseau cristallin. La suppression de la charge élimine la cause causée par un changement de la distance interatomique, les atomes retournent à leur place d'origine et la déformation disparaît.

Si les contraintes normales atteignent les valeurs des forces des liaisons interatomiques (l'amplitude des liaisons structurelles dans le sol), alors la rupture fragile du sol se produit par décollement.

Structure

Figure 7.7 - Schéma de formation des déformations élastiques au niveau de : 1 - cristal ; 2 - connexion structurelle; 3 - sol

La dépendance graphique des contraintes et des déformations du sol est illustrée à la Figure 7.8.

	e arr.

Figure 7.8 - Dépendance des contraintes et des déformations du sol sous chargement OA et déchargement AO

La figure 7.8 montre que sous chargement, le sol se déforme le long du segment OA selon une dépendance linéaire. Lors du déchargement, le sol retrouve complètement sa forme, comme en témoigne la branche de déchargement AO, qui répète la branche de chargement OA.

D'où la déformation e arr. est la partie élastique de la déformation totale.

b) Mesure des déformations élastiques est le module d'élasticité (module de Young), qui est déterminé par la dépendance (figure 7.9) :

E = σ

e arr.

où σ est la contrainte ; e prod. est la déformation relative du sol.

e prod.

Figure 7.9 - Schéma de détermination du module de Young

La mesure des déformations transversales est le coefficient de Poisson, qui est déterminé par la formule :

μ = e trans.

où e trans - déformations transversales relatives.

et trans. =jj

e prod - déformations longitudinales relatives.

e prod. = h h

c) Méthode de détermination des propriétés élastiques les races comprennent:

– fabrication d'un échantillon sous forme de cylindre avec un rapport de hauteur ( h) à diamètre (d) égal à 2 ÷ 4 ;

– chargement de l'échantillon à travers une presse ;

– mesure des déformations longitudinales et transversales à chaque étape de chargement ;

– calcul des indicateurs.

5. Facteurs déterminant les propriétés élastiques des sols

Les principaux facteurs qui déterminent les propriétés élastiques des roches comprennent:

– fracturation (porosité);

– liens structurels;

– composition minérale.

Les déformations élastiques se manifestent largement dans les sols rocheux, dans les sols dispersés, elles sont d'une importance secondaire. Par conséquent, nous considérons les facteurs qui affectent les propriétés élastiques des sols, par groupes.

Sols rocheux

Dans la plupart des sols rocheux, la région élastique est préservée jusqu'à des contraintes qui représentent 70 à 75 % des contraintes destructrices.

Fracturation (porosité)

L'influence de la fracturation et de la porosité sur les propriétés élastiques des sols est significative. La figure 7.10 montre la dépendance du module d'élasticité à la porosité.

Figure 7.10 - Dépendance du module d'élasticité (E) des sols de composition différente à la porosité (n) :

1 – migmatites et granitoïdes ;

2 - granits;

3 - gabbro et diabase ;

4 - labradorites;

5 – les quartzites ferrugineux ;

6 - quartzites et grès ;

7 – sols carbonatés ;

8, 9, 10 – effusifs basiques, moyens et acides ; 11 - tufs et ruisseaux de tuf.

La figure 7.10 montre qu'avec une augmentation de la porosité de 1 à 20 %, le module d'élasticité diminue d'un facteur 8. Un schéma similaire est également caractéristique des sols fracturés (Figure 7.11). Avec une augmentation de la fracturation, le module d'élasticité E diminue d'un facteur 3.

Figure 7.11 - Dépendance du module d'élasticité dynamique (DE) des sols au degré de perturbation tectonique :

I - faiblement fracturé;

II - modérément fracturé;

III - fortement fracturé;

1 - gabbro-dolérites ;

2 – les basaltes porphyriques ;

3 – calcaires, dolomies, marnes ;

4 – grès, siltstones et mudstones;

5 - minerais de pyrrhotite-chalcopyrite.

Composition minérale

Les paramètres élastiques sont assez fortement affectés. Toutes choses égales par ailleurs, les constantes élastiques du sol seront d'autant plus élevées que ces constantes seront élevées pour les minéraux rocheux.

Connexions structurelles

Ils sont le facteur déterminant, après fracturation, influençant les propriétés élastiques des sols. Oui, dans sols ignés, où le ciment est la roche mère du magma, le module d'élasticité passera de E = 40÷ 160 GPa. À métamorphique, où le ciment est une roche mère de recristallisation, les valeurs du module d'élasticité sont inférieures - Е = 40÷120 GPa. À roches sédimentaires, où le ciment est des sels précipités à partir de solutions d'infiltration, la valeur du module est minimale - E = 0,5 ÷ 80 GPa (Figure 7.12).

Figure 7.12 - Relation entre le matériau des liaisons structurales rigides

et module d'élasticité des sols rocheux

À Pour les sols dispersés, le module d'élasticité est déterminé principalement par le type de liaisons structurales (Figure 7.13). Ainsi, dans les argiles dures, à structures rigides,

liens, E = 100 ÷ 7600 MPa, en fluide-plastique, où il n'y a pratiquement pas de connexion, le module est E = 2,7 ÷ 60 MPa, c'est-à-dire que E diminue de 30 ÷ 100 fois.

solide (rigide) fluide-plastique (eau-caloïde)

Figure 7.13 - Relation entre les types de liaisons structurales et le module d'élasticité de l'argile

Les valeurs numériques de certains sols rocheux et semi-rocheux sont données dans le tableau 7.1.

Tableau 7.1 - Les valeurs des caractéristiques des propriétés élastiques des roches rocheuses et semi-rocheuses

	Module d'élasticité,	Coefficient de section
	103 MPa (de Jung)	souche (Poisson)
calcaire faible
Grès dense
Grès faible

1 mPa - 10 kgf/cm2

6. Mécanisme des déformations plastiques

Les déformations plastiques s'entendent comme des déformations qui ne sont pas restaurées lorsque les forces qui les provoquent sont éliminées (supprimées) (figure 7.14).

Dans la forme classique, les déformations plastiques dans les corps élastiques se forment comme suit: lorsqu'un matériau est chargé, des contraintes normales et de cisaillement y apparaissent. Sous l'action des contraintes de cisaillement, une partie du cristal se déplace par rapport à l'autre. Lorsque la charge est supprimée, ces déplacements subsistent, c'est-à-dire qu'une déformation plastique se produit (voir Figure 7.14). Les contraintes normales forment des déformations élastiques.

Figure 7.14 - Schéma de déformation plastique et de rupture ductile sous l'action des contraintes de cisaillement :

un – réseau non contraint;

b - déformation élastique;

c – déformation élastique et plastique ; d – déformation plastique ;

e, f - fracture plastique (visqueuse) à la suite d'une coupure

Un corps élastique est compris comme un matériau dans lequel il n'y a pas de pores ni de fissures. Les sols ont toujours des pores et des fissures. Par conséquent, le mécanisme de formation des déformations plastiques est quelque peu différent du mécanisme classique.

Lors du chargement de sols, en particulier de sols dispersés et très poreux, des contraintes normales et de cisaillement y apparaissent. Sous l'action des contraintes normales, des déformations élastiques (insignifiantes) se forment initialement, puis, du fait de la réduction des pores dans le sol, les particules de sol se déplacent les unes par rapport aux autres. Ces mouvements sous l'action des contraintes normales cessent lorsque l'espace poreux est rempli de particules de sol. Après cela, selon le schéma classique, les contraintes tangentielles entrent en jeu, qui constituent la partie classique des déformations plastiques.

	joint σ
	∆h1	∆h2
Figure 7.15 - Schéma de formation des déformations plastiques dans les sols :
a - l'état initial du sol ;
b - sol soumis à des contraintes normales
	compacté (rétréci) (σ compacté)
c - sol (particules) sous l'action de contraintes tangentielles
	déplacé (déplacé).
D'où la déformation relative totale (totale) du sol:

e plein. = e totale. =			h1 + h2
e szh. =			e s .p . =

Ainsi, dans les sols, les déformations plastiques (e p . ) sont en réalité constituées de déformations compressives ( e compress. ) et de déformations plastiques propres e s.p. , c'est à dire.

e p.\u003d e szh. + e s.p. = e totale

Dans le même temps, la proportion de déformations plastiques propres dans la composition des déformations générales est insignifiante. Par conséquent, dans la pratique, les géologues travaillent avec la déformation compressive, que nous appelons compressibilité.

La compressibilité est comprise comme la capacité des sols à diminuer de volume (se déposer) sous l'influence de la pression extérieure (contraintes normales).

7. Construire une courbe de compression

Les indicateurs de compressibilité sont déterminés en laboratoire dans des conditions de

noé (linéaire) problème. Tel le type d'analyse du sol, sans possibilité d'expansion latérale, est appelé compression et l'appareil est appelé odomètre (figure 7.16).

Figure 7.16 - Schéma d'un dispositif de compression (odomètre) 1 - odomètre, 2 - sol, 3 - piston, P - charge

Lors du chargement du sol dans un dispositif de compression, le diamètre de l'échantillon ne change pas. Par conséquent, la déformation verticale relative du sol est égale à la variation relative de volume, c'est-à-dire

où h 0 est la hauteur initiale de l'échantillon de sol ;

h est la variation de la hauteur de l'échantillon sous pression ; V 0 - le volume initial de l'échantillon de sol;

V est la variation du volume de l'échantillon sous pression.

Étant donné que le compactage du sol se produit principalement en raison d'une diminution du volume des pores, la déformation par compression du sol s'exprime par une modification de la valeur du coefficient de porosité (Figure 7.17).

V = V0 − V1

h = h0

− h

V n = ε 0 V c

Waouh oui

=ε 1 V c

l'eau

V 0 = V c (1 + ε 0 )

V c (1+ ε 1 )

Figure 7.17 - Evolution du volume des pores du sol lors de la compression :

un - Etat initial;

b – après compression ;

Vn est le volume poreux ;

Vs est le volume du squelette du sol ;

ε0 , ε1 – coefficients de porosité initial et après compression ; h0 est la hauteur initiale de l'échantillon ;

h est la hauteur de l'échantillon après compression ;

h est le changement de hauteur de l'échantillon sous pression.

Rappelons que le coefficient de porosité est un indicateur caractérisant le rapport du volume poreux (V n ) au volume de la partie minérale du sol (V c ).

Selon le même schéma, le volume de l'échantillon sous chargement (V1) est calculé :

V 1 = V c (1 + ε 1 )

En substituant dans l'expression (1) la valeur des volumes d'échantillon avant l'expérience et après l'expérience (4) et (5), on obtient :

	h = h	V = h		V c (1+ ε 0 ) − V c (1+ ε 1 )	H ε 0 − ε 1
				V c (1+ ε 0 )
	0V0				0 1 + ε 0

A partir de la formule (6), nous obtenons une expression du coefficient de porosité du sol correspondant à un niveau de charge donné (ε p ):

		εp = ε0			(1+ ε 0 ) = ε 0 − e (1+ ε 0 ),
où e =		est la déformation verticale relative du sol à un

pression P, ε 0 est le coefficient de porosité initial.

Connaissant les coefficients de porosité (ou déformations relatives) du sol aux paliers de chargement correspondants, il est possible de construire une courbe de compression (Figure 7.18).

ε = ρs − ρd

p d

où ρ s est la densité de particules;

ρ d est la densité du sol sec.

ε 1 A

				P, kgf/cm2

Figure 7.18 - Courbe de compression construite à partir des données du coefficient de porosité et de la charge

8. Indicateurs caractérisant la compressibilité des sols

La compressibilité en compression des sols peut être caractérisée par différents indicateurs : le coefficient de compressibilité (a), le module de tassement (ep) et le module de déformation générale (E 0 ).

Rapport de compressibilité (compression) (a) est défini comme suit. Pour les petites plages de pression(1–3 kf/cm 2 ) courbe de compression entre points A et B remplacer par une droite, puis :

		ε 1 − ε 2
			− P

où ε et P sont les intervalles de mesure pour ε et P .

Comme on peut le voir à partir de l'équation, le taux de compression caractérise la diminution de la porosité avec une augmentation de la pression par unité.

Module de déformation total (E 0 ) caractérise également la diminution de la porosité sous chargement du sol et est déterminé par :

E 0 = β 1 + une ε 0 ,

où ε 0 est le coefficient initial de porosité ; a est le facteur de compressibilité ;

β - coefficient dépendant de la dilatation transversale du sol

et approximativement égal pour les sables - 0,8 ; pour le loam sableux - 0,7 ; pour les limons - 0,5 et pour les argiles - 0,4.

Le module de déformation total peut être obtenu en utilisant la loi de Hooke :

E = σ e

Pour ce faire, une courbe de compression est construite en fonction de la déformation relative (e) et de la charge (contrainte) (Figure 7.19).

e = hh

e 1 e 2

Figure 7.19 - Courbe de compression construite

en fonction de la déformation verticale relative (e) et de la charge

Le calcul de E 0 est effectué en fonction de la dépendance

E 0 =	P2 − P1
	e 1 - e 2

Le tableau 7.1 montre quelques valeurs d'Etot. module de déformation totale.

Tableau 7.1 - Le module de déformation générale de divers types de roches selon les résultats d'essais expérimentaux sur le terrain

		Module de déformation
		103 MPa	kf/cm2 *
	Centrale hydroélectrique de Krasnoïarsk
Granites moyennement fracturés
Les granites sont très fracturés
Granits de la zone altérée	Centrale hydroélectrique de Dneprodzerjinsk
	Cabril, Portugal
	Canisada, Portugal
	Château de Bodie, Portugal
Granits à gros grains	Salamondi, Portugal
	Centrale hydroélectrique de Bratsk
Diabases de zone d'altération
	Arges Corben, Roumanie
Grès ordovicien	Centrale hydroélectrique de Bratsk
Calcaires du Crétacé supérieur	Centrale hydroélectrique de Chirkeyskaya
Calcaires bitumineux,	Kasseb, Tunisie
Paléogène moyen
Porphyrites dévoniennes	HPP de Talores
Basaltes	Bull Run, États-Unis
Quaternaire de lave de tuf	Zélande
Argiles marneuses du stade tatar	Centrale hydroélectrique de Gorkovskaïa

* – 1 MPa – 10 nœuds/cm2

Module de tassement (compressibilité)

Dans la pratique des calculs, la valeur de la déformation verticale relative est souvent utilisée directement comme mesure de compressibilité :

ep = 1000 h h mm / m.

La valeur e p est appelée module de tassement et représente la quantité de compression en millimètres d'une colonne de sol de 1 m de haut lorsqu'une charge supplémentaire P lui est appliquée.

h est la diminution de la hauteur de l'échantillon à la pression P, mm. h 0 - la hauteur initiale de l'échantillon, mm.

Sur la base des définitions du module de tassement, une courbe de la dépendance du module de tassement à la pression est construite (Figure 7.20), ce qui vous permet de trouver rapidement la quantité de tassement de l'épaisseur du sol avec une épaisseur de 1 m à une pression particulière.

Module de tassement ep en mm/m

	ep = f(Pn)

Pression verticale Pn , en kg/cm2

Figure 7.20 - Courbe de dépendance du module de tassement à la pression

9. Consolidation des sols

Le compactage d'un sol argileux saturé d'eau au fil du temps sous une charge constante est appelé consolidation. Connaissance du processus de consolidation

tation des sols argileux est nécessaire pour la bonne prédiction de la vitesse de tassement des structures.

Mécanisme de consolidation

Dans le cas général, lorsqu'une charge externe est appliquée à un sol saturé en eau, une compression instantanée se produit initialement en raison des déformations élastiques de l'eau interstitielle et du squelette du sol, puis le processus de filtration (primaire) consolidation commence, en raison de la compression de l'eau des pores du sol, après quoi se produit le processus de consolidation secondaire du sol, déterminé par le déplacement lent des particules les unes par rapport aux autres dans des conditions de légère compression de l'eau des pores du sol (Figure 7.21).

Figure 7.22 - Vue générale de la courbe de consolidation d'un sol argileux saturé en eau (σ z = const) :

0-1 - compression instantanée ; 1-2 - consolidation de filtration (primaire); 2-3 - consolidation secondaire.

La figure 7.22 montre une vue générale de la consolidation d'un sol argileux saturé en eau à σ = const.

L'un des paramètres de la consolidation du sol est le coefficient de consolidation (Сv ), qui caractérise la vitesse du processus de compactage, déterminée par la formule :

avec v = K f (1+ e ) / aρ dans

où Kf est le coefficient de filtration ;

e – coefficient de porosité ;

un est le facteur de compressibilité ;

ρ in est la masse volumique de l'eau ; cv est mesuré en cm2/s.

Un taux de consolidation élevé (grandes valeurs de cv - environ 10-2 ... 10-3 cm2 / s) est typique des sols grossiers (détritiques grossiers et fins). Les sables se compactent beaucoup plus rapidement que les argiles en raison de leurs coefficients de filtration élevés. La consolidation des sols très dispersés se déroule le plus lentement (faibles valeurs de cv ≈ 10-5 ... 10-6 cm2 /s), étant donné que les argiles ont de faibles coefficients de filtration, la compression de l'eau liée se produit lentement et difficilement , provoquant les tassements dits de longue durée ou « séculaires » des ouvrages (Figure 7.23). La durée de tels dépôts peut être de plusieurs années.

Figure 7.23 - Sédimentation à long terme de la couche de limon à la base de la CHE de Kakhovskaya

1-6 - limons dans différentes parties du barrage

10. Le concept de pressions effectives et neutres

Lors de la prévision du tassement d'une masse de sol, l'amplitude de la pression externe est l'un des paramètres les plus importants.

Lors du compactage de la saturation en eau des sols argileux, toute la charge externe n'est pas transférée au squelette du sol, mais seulement une partie de celle-ci, appelée pression effective (Pz).

La deuxième partie des charges (Pw) vise à extraire l'eau du sol, appelée pression neutre ou interstitielle. D'où la pression totale :

P = Pz + Pw

Le concept de pression effective et neutre est également étendu à toute contrainte normale agissant dans les sols saturés en eau. En général, vous pouvez écrire :

σ = σ + et

σ = σ − et

c'est-à-dire que la contrainte effective σ en tout point du sol saturé d'eau est égale à la différence entre la σ totale et la contrainte neutre.

11. Méthode de détermination

Pour étudier la compressibilité des sols, on utilise actuellement un appareil tel que l'appareil de Terzaghi (figure 7.24), avec des parois métalliques rigides qui empêchent l'expansion latérale de l'échantillon lorsqu'il est comprimé par une charge verticale. Ce sont les soi-disant odomètres.

Figure 7.24 - Anneaux de Terzaghi

L'étude de la résistance du sol à la compression est réalisée dans des conditions proches des conditions d'exploitation du sol du fait de la construction de l'ouvrage.

La charge sur le dispositif de transfert de pression à l'échantillon s'effectue par étapes. La première charge lors des essais standard d'échantillons avec une structure non perturbée doit être égale à la charge naturelle, c'est-à-dire le poids de la masse rocheuse recouvrant le site d'échantillonnage.

La pression naturelle d'une strate homogène située au-dessus du niveau de la nappe phréatique est calculée par la formule :

ρ ir. \u003d 0,1 N kg / cm2.

La charge maximale pour les sols à structure non perturbée doit être supérieure de 1 à 2 kg/cm2 à la somme de la charge de conception de la structure et de la pression de la masse rocheuse sus-jacente.

Chaque palier de pression appliqué à l'échantillon de sol est maintenu jusqu'à ce que la déformation soit conditionnellement stabilisée. Pour la stabilisation conditionnelle de la déformation, une valeur de compression est prise qui ne dépasse pas 0,01 mm pendant le temps :

– 30 minutes. - pour les sols sablonneux ;

– 3 heures - pour le loam sableux;

– 12 heures - pour les limons et les argiles.

Le sédiment de l'échantillon pendant le test est déterminé à l'aide d'un comparateur à cadran avec une valeur de division de 0,01 mm, situé sur l'appareil.

Ainsi, les propriétés de déformation des sols dans leur ensemble peuvent être caractérisées par le module de déformation.

NORME D'ORGANISATION

déformation
et caractéristiques de résistance
Sols argileux du Jurassique de Moscou

STO 36554501-020-2010

Moscou

Avant-propos

Détails standards :

1 DÉVELOPPÉ ET INTRODUIT par le laboratoire des technologies électriques (chef du laboratoire - candidat des sciences techniques Kh.A. Dzhantimirov) NII-OSB im. N. M. Gersevanov - Institut de JSC "NIC "Construction" leader. scientifique collaborateur, Ph.D. technologie. Sciences O.I. Ignatova

3 APPROUVÉ ET INTRODUIT PAR Arrêté n ° 27 du 10 février 2010, directeur général de OAO NITs Stroitelstvo

4 INTRODUIT POUR LA PREMIÈRE FOIS

Introduction

Dans le cadre du développement intensif ces dernières années à Moscou d'immeubles de grande hauteur et de grande hauteur avec une partie souterraine profonde et des structures souterraines, il est devenu nécessaire d'évaluer les propriétés de construction des sols à de grandes profondeurs. Ces sols comprennent des sols des périodes jurassique, crétacée et carbonifère.

L'évaluation des caractéristiques de ces sols sur la base de la généralisation statistique des données d'archives accumulées des études d'ingénierie et géologiques est une tâche urgente.

Pour mener à bien les travaux, des documents d'archives d'essais en laboratoire et sur le terrain de sols pré-quaternaires de Moscou ont été collectés à partir de rapports d'études techniques et géologiques de 40 organisations effectuant des travaux d'enquête dans la ville, qui ont été soumis à l'institut pour des objets de conception spécifiques.

Cette norme fournit les résultats d'études pour le Jurassique J 3 sols argileux.

Les résultats des études de la relation entre le module de déformation d'après les données des essais au tampon et la résistivité du sol sous le cône de sonde pour les argiles jurassiques de Moscou sont donnés dans l'ouvrage, mais ils étaient basés sur peu de matériel statistique.

Sur la base des études réalisées pour les sols argileux du Jurassique, des tableaux de valeurs standard et calculées des caractéristiques de résistance et de déformation ont été compilés et les coefficients de passage des modules de compression à l'emboutissage des modules de déformation ont été établis. Pour ces sols, une équation a également été obtenue pour estimer le module de déformation à partir des résultats du sondage statique. Les résultats de la recherche sont publiés dans l'ouvrage.

Il est recommandé d'utiliser ces résultats dans la pratique des études d'ingénierie géologique, de la conception et de la construction de bases et de fondations, ce qui augmentera la fiabilité des caractéristiques de déformation et de résistance utilisées dans les calculs de base.

NORME D'ORGANISATION

CARACTÉRISTIQUES DE DÉFORMATION ET DE RÉSISTANCE SOLS D'ARGILE JURASSIQUE DE MOSCOU Caractéristiques de déformation et de résistance des sols argileux du Jurassique à Moscou

Date de lancement 2010-02-25

1 domaine d'utilisation

1.1 La présente Norme internationale couvre la détermination des caractéristiques de déformation et de résistance des J 3 sols argileux de Moscou. Ces sols étaient représentés par les dépôts suivants : J 3 ν - Stade Volgien; J 3 bœuf- Niveau Oxford et J 3 CL- Stade callovien. En tableau. les plages de variation et les valeurs moyennes des principales caractéristiques physiques des sols de ces gisements sont données.

1.2 La norme vise à déterminer les valeurs normatives et de conception des caractéristiques de déformation et de résistance des sols selon des tableaux et des équations, en fonction de leurs caractéristiques physiques et des données de sondage statiques.

1.3 Il est recommandé d'utiliser des tableaux et des équations pour déterminer les valeurs normatives et calculées des caractéristiques de déformation et de résistance des sols pour les calculs préliminaires des bases et des fondations des bâtiments et des structures du niveau de responsabilité I et les calculs finaux des bases et fondations des bâtiments et des structures des niveaux de responsabilité II et III.

Indice	valeurs caractéristiques	ρ , t/m 3	e	w L, %	IP, %	Je L	h, m
J 3 ν		1,72	0,48			0,25
		2,14	1,14			0,90
	Moyen	1,92	0,77			0,29
J 3 bœuf		1,62	0,82			0,26
		1,93	1,52			0,40
	Moyen	1,75	1,20			0,04
J 3 CL		1,74	0,60			0,36
		2,04	1,22			0,35
	Moyen	1,84	0,98			0,06

2 Références normatives

Le sondage statique des sols a été effectué avec une sonde de type II conformément à GOST 19912.

Des tests de compression des sols ont été effectués conformément à GOST 12248 pour les sols à humidité naturelle. Pour la recherche, les résultats d'essais avec une charge verticale finie ont été utilisés R≥ 0,5 MPa. Les valeurs des modules de compression de déformation ont été calculées dans la plage de charges de 0,2 à 0,5 MPa.

Valeurs φ et Avec ont été déterminés selon les données des essais de cisaillement drainés consolidés des sols d'humidité naturelle conformément à GOST 12248.

Les caractéristiques physiques des sols ont été déterminées conformément à GOST 5180.

3.3 Pour compiler des tableaux de valeurs normatives et calculées des caractéristiques de déformation et de résistance des sols lors du traitement statistique des matériaux, l'appareil d'analyse de corrélation et de régression a été utilisé, ce qui permet d'établir des corrélations et des équations de régression entre les caractéristiques mécaniques E, φ et Avec d'une part, des caractéristiques physiques et des données de sondage statiques q avec un autre. L'étanchéité de la connexion est caractérisée par le coefficient de corrélation R et écart quadratique moyen (type) S(Annexe ).

Les caractéristiques physiques suivantes ont été utilisées dans l'analyse de corrélation : numéro de plasticité je p comme indicateur du type ou de la teneur en argile du sol ; facteur de porosité e comme indicateur de la densité du sol en occurrence naturelle et comme indicateur de fluidité Je L comme indicateur de l'état du sol en termes de consistance.

3.4 Des études de corrélations ont été réalisées entre les valeurs standards des caractéristiques mécaniques et physiques et la résistance au sondage q, défini comme la moyenne arithmétique de valeurs particulières pour les éléments géotechniques identifiés lors des sondages (IGE) (GOST 20522).

Pour déterminer les valeurs standard et de conception E, φ et Avec selon les tableaux et les équations, il est nécessaire d'utiliser les valeurs standard des caractéristiques physiques et de la résistance au sondage q pour IGE.

4 Détermination du module de déformation à partir des caractéristiques physiques

4.1 Valeurs indicatives pour le module de champ de déformation E doit être prise selon l'équation () ou le tableau. , compilé sur la base d'un traitement statistique des résultats d'essais de sols avec un tampon et un pressiomètre (Fig. ).

Taux de rendementJe L	Valeurs standard du module de déformation E, MPa, avec coefficient de porosité eégal à
	0,6 - 0,7	0,8 - 0,9	1,0 - 1,1	1,2 - 1,3	1,4 - 1,5
0,25 ≤ Je L ≤ 0
0 < Je L ≤ 0,25
0,25 < Je L ≤ 0,5
0,5 < Je L ≤ 0,75

Image 1- Dépendance du module de déformation en fonction des données de matrice ( E m) et
pressiomètre ( En) essais ( n IGE = 75 ; n je= 280) sur le coefficient
porosité e et le débit Je L pour les sols argileux du Jurassique :
Je L:1 - (-0,25); 2 - 0,0; 3 - 0,25; 4 - 0,5; 5 - 0,75

5 Détermination du module de déformation à partir de données de sondage statiques

5.1 Valeurs indicatives pour le module de champ de déformation Eà prendre en fonction de la résistivité du sol sous le cône de la sonde q selon l'équation (), obtenue sur la base d'un traitement statistique des résultats d'essais de sols avec un tampon, un pressiomètre et un sondage statique (Fig. ).

Figure 2- Dépendance du module de déformation E selon timbre
et essais pressiométriques à partir de la résistivité du sol
sous le cône de la sonde q :
points expérimentaux : 1 - pour J3ox; 2 - pour J3v; 3 - dépendance E = F(q)

6 Coefficients de transition du module de compression au module d'estampage

6.1 Facteurs de conversion mk du module de compression de déformation au module d'estampage doit être pris ou, en fonction du coefficient de porosité e et le débit Je L(tableau ), ou selon le nombre de plasticité je p et le débit Je L(table).

Taux de rendementJe L	Valeurs des coefficientsmkavec coefficient de porosité eégal à
	0,6 - 0,8	0,9 - 1,1	1,2 - 1,5
0,25
0,25
0,75

Taux de rendementJe L	Valeurs des coefficientsmkavec numéro de plasticitéIPégal à
	≤ 7	8 - 17	18 - 30	31 - 50
0,25
0,25
0,75

figure 3- Coefficient de dépendance mk du coefficient de porosité e
et le débit Je L pour les sols argileux du Jurassique
(n = 32; mk = 2,47 + 0,53e - 1,60Je L; R = 0,79; S = 0,42):
Je L:

Figure 4- Coefficient de dépendance mk sur le nombre de plasticité je p
et le débit Je L pour les sols argileux du Jurassique
(n = 32; mk = 2,51 + 0,02je p - 1,24Je L; R = 0,83; S = 0,38):
Je L:1 - (-0,25); 2 - 0,0; 3 - 0,25; 4 - 0,5; 5 - 0,75

Lors de l'utilisation de coefficients mk selon le tableau et pour corriger les modules de compression de déformation, ces derniers doivent être calculés dans la plage de pressions verticales de 0,2 à 0,5 MPa, et les valeurs du coefficient β , compte tenu de l'impossibilité d'expansion latérale du sol dans le dispositif de compression, est de 0,4 pour les argiles, 0,62 pour les limons et 0,72 pour les limons sableux.

7 Détermination des caractéristiques de résistance à partir des caractéristiques physiques

7.1 Valeurs normatives des caractéristiques de résistance des sols argileux du Jurassique - l'angle de frottement interne φ et adhérence spécifique Avec obtenus à partir des résultats des essais de cisaillement du sol drainé consolidé (CD) doivent être déterminés en fonction du nombre de plasticité je p et le débit Je L selon les équations () et () ou tab. (Fig. et):

Taux de rendementJe L Désignation caractéristique Valeurs standard φ ° et Avec, kPa, avec nombre de plasticitéje p, %, égal à ≤ 1 8 - 17 18 - 30 31 - 40 41 - 50 0,25 ≤ Je L ≤ 0 φ ° Avec, kPa 0 < Je L ≤ 0,25 φ ° Avec, kPa 0,25 < Je L ≤ 0,5 φ ° Avec, kPa 0,5 < Je L ≤ 0,75 φ ° Avec, kPa 7.2 Valeurs de conception φ et Avec doit être calculé sur la base des valeurs standard (tableau ), en les réduisant de la valeur de l'intervalle de confiance Δ, calculé selon la méthode de adj. 2 SRT avec probabilité de confiance α = 0,85 et α = 0,95 (SP 50-101). Intervalle de confiance Δ pour φ et Avec est: Δ φ = 1° Δ Avec= 7 kPa (à α = 0,85) ; Δ φ = 2° Δ Avec= 11 kPa (à α = 0,95). Figure 5- Dépendance de l'angle de frottement interne φ ° du nombre de plasticité je p et le débit Je L Annexe A J 3v- Dépôts du Jurassique supérieur de l'étage Volgien J3ox- Dépôts du Jurassique supérieur de l'étage Oxfordien J 3cl- Dépôts du Jurassique supérieur de l'étage Callovien ρ - densité du sol e- coefficient de porosité du sol je p- nombre de plasticité du sol Je L- indice de fluidité du sol h- profondeur d'échantillonnage du sol ou test avec un tampon (pressomètre) E w - module de déformation selon les résultats des tests de poinçonnage E n - module de déformation selon les résultats des essais pressiométriques q- résistivité du sol sous le cône de la sonde lors du sondage statique KD - coupe de sol drainé consolidé R- Coefficient de corrélation S- écart type (écart type) Annexe B Étudier la relation entre la mécanique à et physique x je caractéristiques, l'appareil d'analyse de corrélation-régression a été utilisé. Les calculs ont été effectués sur un ordinateur à l'aide d'un programme standard qui prévoit la construction d'une dépendance linéaire de la forme Pour approximer une dépendance non linéaire, on utilise le plus souvent un polynôme ou une équation () du 2e ou 3e degré. Cependant, étant donné que les estimations statistiques dans la théorie de la corrélation ne sont développées que pour les dépendances linéaires, les dépendances non linéaires doivent être converties en dépendances linéaires en modifiant les variables. m- nombre moyen de définitions φ et Avecà l'IGE ; n- nombre total de valeurs standard φ et Avec(nombre total d'IGE) ; ré 2 - fonctionnelle caractérisant l'évolution de la largeur de l'intervalle de confiance le long de la dépendance. Il convient de noter que la valeur ré 2 /nà ces valeurs n, qui a eu lieu dans l'échantillon étudié de données expérimentales, s'est avéré négligeable. Valeurs estimées φ et Avec calculé avec des probabilités de confiance α = 0,85 et α = 0,95, régulé

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VALEURS NORMATIVES DES CARACTERISTIQUES DE RESISTANCE ET DE DEFORMATION DES SOLS

1. Caractéristiques des sols données dans le tableau. 1-3, il est permis d'utiliser dans les calculs des fondations des structures conformément aux instructions du paragraphe 2.16.

Tableau 1

avec n Jn, deg. et module de déformation E, MPa (kgf/cm 2), sols sableux de dépôts quaternaires

Sablonneux	Notation les caractéristiques	Caractéristiques des sols à coefficient de porosité eégal à
graveleux et large	jn
taille moyenne	jn
	jn
poussiéreux	jn

Tableau 2

Valeurs réglementaires d'adhérence spécifique avec n, kPa (kgf / cm 2), angle de frottement interne Jn, deg. et module de déformation E, MPa (kgf/cm 2), sols limono-argileux non loess des dépôts du Quaternaire

Nom des sols et limites de leurs valeurs normatives		Désignations caractéristiques	Caractéristiques du sol avec coefficient de porosité eégal à
Débit
	0 £ Je L 0,25 £	jn
	0,25< Je L 0,75 £	jn
	0 < Je L 0,25 £	jn
terreau	0,25 < Je L 0,5 £	jn
	0,5 < Je L 0,75 £	jn
	0 < Je L 0,25 £	jn
	0,25 < Je L 0,5 £	jn
	0,5 < Je L 0,75 £	jn

Tableau 3

Valeurs normatives du module de déformation des sols limono-argileux non loess

Origine et

Nom du sol

Module de déformation du sol E, MPa (kg/cm 2), avec un coefficient de porosité eégal à

âge du sol

matières premières et les limites des valeurs standards de leur indice de flux

0 £ Je L 0,75 £

limons

0 £ Je L 0,75 £ 0,25< Je L 0,5 £ 0,5< Je L 0,75 £

Quaternaire

alluvial

0 £ Je L 0,75 £ 0,25< Je L 0,5 £ 0,5< Je L 0,75 £

0 £ Je L 0,75 £

limons

0 £ Je L 0,75 £ 0,25 < Je L 0,5 £ 0,5< Je L 0,75 £

Moraine

limons

Je L 0,5 £

Dépôts jurassiques de l'Oxfordien

0,25 £ Je L£ 0 0< Je L 0,25 £ 0,25 < Je L 0,5 £

2. Caractéristiques des sols sableux dans le tableau. 1 fait référence à des sables de quartz avec des grains de rondeur variable, ne contenant pas plus de 20% de feldspath et pas plus de 5% en quantité d'impuretés diverses (mica, glauconite, etc.), y compris de la matière organique, quel que soit le degré d'humidité du sol S r . .

3. Caractéristiques des sols limono-argileux du tableau. 2 et 3 se réfèrent à des sols ne contenant pas plus de 5% de matière organique et ayant un degré d'humidité S r= 0,8.

4. Pour les sols avec des valeurs intermédiaires e, par rapport à ceux indiqués dans le tableau. 1-3, il est permis de définir des valeurs c n, jn et E par interpolation.

Si les valeurs e, Je L et S r les sols dépassent les limites prévues dans le tableau. 1-3, spécifications Avecn, jn et E doit être déterminé à partir des données d'essais directs de ces sols.

Il est permis de prendre en compte les caractéristiques avec n, n et E selon les limites inférieures correspondantes e, Je L et S r Tableaux 1-3 si les sols comptent e, Je L et S r inférieur à ces valeurs limites.

5. Pour déterminer les valeurs Avecn, jn et E selon les tableaux 1 à 3, des valeurs standard sont utilisées e, Je L et S r(clause 2.12).

Contenu

Comme vous le savez, sous l'influence de la pression, le sol se déforme. La nature et l'ampleur de la déformation dépendent de la nature du sol, de la méthode de chargement et des conditions aux limites de la déformation du sol. Les propriétés de déformation des sols sont déterminées par les principaux facteurs naturels suivants : 1) structure et texture ; 2) composition et concentration de la solution interstitielle ; 3) composition chimique et minéralogique du squelette du sol ; 4) température ambiante. L'influence de certains facteurs naturels sur la déformabilité des sols dépend principalement de la structure du sol, c'est-à-dire sur la dispersion, la densité et la localisation des particules dans l'espace et les relations entre les particules. Selon la méthode de chargement du sol, les déformations sont distinguées selon les méthodes statiques (par étapes), par chocs et dynamiques d'application de la pression. Le plus souvent, les propriétés de déformation des sols de fondation des structures sont déterminées sous chargement statique. Dans des cas particuliers, les propriétés de déformation des sols sont déterminées sous l'action d'une charge d'impact (tassement, explosion, etc.), lors de vibrations, ainsi que sous l'influence de la pression hydrostatique, principalement négative (capillaire), qui se produit lors de l'assèchement dans sols dispersés.

Les propriétés de déformation des sols dispersés sont déterminées par leur compressibilité sous charge, due au déplacement des particules les unes par rapport aux autres et, par conséquent, à une diminution du volume des pores due à la déformation des particules de roche, d'eau et de gaz. Lors de la détermination de la compressibilité des sols, on distingue les indicateurs qui caractérisent la dépendance de la déformation finale à la charge et l'évolution de la déformation du sol dans le temps à charge constante. La première caractéristique des indicateurs comprend le coefficient de compactage, le coefficient de compression, le module de tassement, la seconde - le coefficient de consolidation.

Les propriétés de déformation des sols sont déterminées à la fois dans des conditions de laboratoire sur des échantillons avec des liaisons structurelles rompues ou non rompues, et sur le terrain. Jusqu'à présent, les essais en laboratoire ont été la principale méthode d'étude des propriétés des sols, car ils permettent de transférer relativement facilement diverses pressions sur le sol, d'étudier le comportement du sol dans une large gamme de changements d'état physique et environnemental conditions, et simuler des cas complexes de fonctionnement du sol dans la fondation ou le corps des structures. Les méthodes d'essais sur le terrain permettent de refléter plus correctement l'influence des caractéristiques texturales du sol sur sa déformabilité.

Pour étudier la compressibilité des sols sur le terrain, un pressiomètre est utilisé - un appareil basé sur la compression et la mesure de la déformation du sol situé dans les parois d'un trou ouvert, et déterminant le module de compressibilité.

20. Retour aux fonctionnalités principales propriétés de résistance des sols comprennent : la résistance au cisaillement du sol le long du sol et le long des surfaces gelées ; résistance à la compression, à l'étirement; cohésion et angle de frottement interne, cohésion équivalente.

Il existe des états de stress simples et complexes dans le sol.

Un état de contrainte simple correspond à la manifestation d'un des types de contraintes : compression, traction, cisaillement. L'état de contrainte dans le massif du sol correspond à un état de contrainte complexe, lorsque tous les types d'états de contrainte simples apparaissent simultanément avec une combinaison différente.

Ils permettent de prévoir les tassements des structures, de déterminer la stabilité des roches à leur base, et lors de la construction des fondations, la capacité portante des sols peut être utilisée au maximum. Les indicateurs exprimant la résistance des roches au cisaillement permettent de concevoir la pose des talus de barrages, remblais, digues, flancs de carrières avec un minimum d'excavation, de déterminer la stabilité des talus et des glissements de terrain, de déterminer la section rationnelle et la stabilité de diverses structures, incl. barrages en béton. Compressibilité la roche s'appelle sa capacité à réduire le volume sous l'influence de la charge. Lorsque la roche est comprimée par une charge verticale dans des conditions d'expansion latérale libre sous compression uniaxiale, la déformation relative (e) est le rapport de l'amplitude de la diminution absolue de l'échantillon chargé (Δh) à sa hauteur initiale (h 0) e \ u003d Δh / h 0 La relation entre la contrainte (δ) et la valeur de la déformation relative (e) à des charges inférieures à la limite de propor-ité est déterminée par l'expression : δ=Ee (E est le module d'élasticité)..

Résistance au cisaillement. Propriétés de résistance des roches déterminée par un certain nombre d'indicateurs appartenant à la catégorie des indicateurs directs calculés. La résistance des roches est caractérisée par la capacité à résister aux forces de cisaillement (résistance au cisaillement). Le cisaillement est le processus de déformation et de destruction de la roche dû au déplacement d'une partie de celle-ci par rapport à une autre. Le cisaillement le long d'un site donné est causé par une contrainte de cisaillement sur celui-ci. La résistance au cisaillement dépend de la quantité de charge verticale appliquée à l'éprouvette. La résistance des roches est estimée principalement selon la théorie de Mohr, selon laquelle la destruction d'un corps se produit à un certain rapport limite des contraintes normales et de cisaillement.

La détermination des caractéristiques de résistance et de déformation est effectuée à la fois en laboratoire et sur le terrain, sous des états de contraintes simples et complexes. Les principaux types d'essais sont : la compression uniaxiale ; écart; décalage; torsion; compression; compression triaxiale axisymétrique par charge verticale et radiale ; compression triaxiale axisymétrique avec torsion ; compression axisymétrique d'un cylindre creux avec torsion ; compression triaxiale avec affectation indépendante des trois directions principales ; essai dynamométrique en mode relaxation-fluage.

21. Réol. sols sacrés. Dans l'évaluation géotechnique des roches, ces propriétés sont d'une grande importance. Cependant, le rôle de chacun d'eux n'est pas le même, ce qui dépend de la composition des roches.1) Résistance à l'eau. La détermination de la résistance à l'eau est très importante lors de l'évaluation des roches argileuses qui, sous l'influence de l'eau, perdent leur cohésion et changent de consistance ou trempent et se désintègrent. Le taux et la nature du trempage caractérisent la résistance à l'eau.Certaines variétés de roches argileuses gonflent fortement lorsqu'elles sont humidifiées et leur volume augmente de 25 à 30%. Le changement des propriétés des roches argileuses ne se produit pas seulement lorsqu'elles sont humidifiées. Le dessèchement des roches argileuses humides s'accompagne parfois de leur fissuration, changement de solidité, diminution de volume (retrait). L'eau, agissant sur les roches, peut également se dissoudre, lessiver les parties solubles dans l'eau et ainsi modifier leurs propriétés. 2) capacité d'humidité. La capacité en eau d'une roche est sa capacité à contenir et à retenir une certaine quantité d'eau. Conformément à cela, les roches sont distinguées: à forte intensité d'humidité (argiles, limons), à humidité moyenne (skpes, sables m / s, s / s, poussiéreux) et à faible intensité d'humidité (sables s / s, s / s, gravier, etc.). En ce qui concerne les roches non intensives en humidité, il convient de parler de leur capacité en eau. Dans les roches à forte humidité, on distingue la capacité d'humidité totale, capillaire et moléculaire. Pleine capacité d'humidité saturation complète de la roche avec de l'eau, c'est-à-dire remplissant tous ses pores. En comparant l'humidité naturelle de la roche avec l'humidité correspondant à la capacité totale d'humidité, le degré de sa saturation en eau est jugé. La capacité d'humidité capillaire ne correspond pas à la saturation complète de la roche en eau, mais à celle où seuls les pores capillaires sont remplis d'eau. La capacité moléculaire en eau fait référence à la capacité des roches à retenir une certaine quantité d'eau physiquement liée. La quantité maximale d'eau physiquement liée qu'une roche peut retenir à la surface de ses particules s'appelle la capacité moléculaire maximale en eau. Des roches sablonneuses saturées d'eau, toute l'eau ne peut pas s'écouler librement, mais seulement la partie soumise à la gravité. La capacité des roches sableuses et autres roches clastiques saturées d'eau à la céder par ruissellement libre caractérise leur perte d'eau. Cette capacité est possédée par les races non intensives en humidité. La perte d'eau des roches est approximativement égale à la différence entre leur capacité totale en eau (W p) et la capacité moléculaire maximale: W dep \u003d W p -W m . 3) Capillarité. Avec une augmentation significative de l'humidité des roches sableuses et surtout argileuses, leurs qualités constructives diminuent. L'humidification de l'eau peut être due à l'infiltration d'eau depuis la surface de la terre ou à son entrée par le bas depuis n'importe quel aquifère sous l'influence de la pression des forces capillaires. Les forces capillaires forment une zone capillaire au-dessus du niveau des eaux souterraines, à l'intérieur de laquelle il y a une augmentation du mouillage ou de la saturation des roches. Avec l'évaporation intensive de l'eau capillaire, la salinisation du sol et la formation de solonchaks se produisent. On sait que la hauteur maximale d'élévation capillaire dans les sables t/s et m/s peut atteindre 1,5-2,0 m, dans les roches argileuses 3-4 m. Dans les roches à gros grains, elle est petite et n'a aucune signification pratique. 4) Perméabilité à l'eau. La perméabilité à l'eau est l'une des principales propriétés de l'eau des roches; la capacité de faire passer l'eau à travers elle-même sous l'action de la pression. Les données caractérisant la perméabilité à l'eau des roches clastiques et argileuses lâches sont largement utilisées dans la pratique pour déterminer les apports dans les fosses de construction, les travaux souterrains, les méthodes de drainage, etc. La perméabilité des sables, cailloux et autres dépôts meubles dépend de leur porosité et de leur taux de repos. Les roches argileuses à basse pression sont très faiblement perméables, tk. leur taille de pores est petite. Le mouvement de l'eau et d'autres liquides à travers des milieux poreux (roches) est appelé filtration. Par conséquent, la perméabilité des roches sableuses et argileuses est leur capacité de filtration. Une mesure de la conductivité de l'eau des roches est le coefficient de filtration. Dans la pratique géotechnique, ils utilisent principalement l'expression de vitesse du coefficient de filtration, basée sur l'équation v=K f I (k) . Si I=1, alors v=K f m/jour, cm/jour.

Dans les roches argileuses, la porosité effective est toujours très inférieure à la porosité totale et est souvent égale à zéro, car l'espace poreux est en grande partie occupé par de l'eau physiquement liée.

22. Détente. Lorsqu'il est chargé avec une force constante F, des déformations se produisent,

se développant dans le temps. Pour arrêter le développement de ces déformations, il faut réduire la force selon une certaine loi F(t).La diminution dans le temps de la contrainte nécessaire pour maintenir une déformation constante est appelée relaxation (relaxation) des contraintes. Du point de vue de la physique statistique, la relaxation peut être considérée comme le processus d'établissement d'un équilibre statistique dans un système physique, lorsque des quantités microscopiques caractérisant l'état du système (contraintes) se rapprochent asymptotiquement de leurs valeurs d'équilibre. La caractéristique du phénomène de relaxation des contraintes est temps de relaxation, égal au temps pendant lequel la contrainte diminue d'un facteur e, qui caractérise la durée de la « vie sédentaire » des molécules, c'est-à-dire détermine la mobilité du matériau. Le temps de relaxation est différent pour différents corps. Pour les sols rocheux, le temps de relaxation varie de centaines et de milliers d'années, POUR le verre - ENVIRON cent ans, et pour l'eau - 10-11 s. Par exemple, les roches qui forment la croûte terrestre ont un temps de relaxation mesuré en millénaires, l'air 10-10, l'eau 10-11, la glace en centaines de secondes. Si la durée de l'action des forces sur le sol est inférieure à la période de relaxation, des déformations principalement élastiques se développeront.

Ainsi, en 100 à 1000 secondes, la glace se comporte comme un corps élastique (par exemple, elle se brise lors d'un impact dans des conditions de forte charge). Lorsque la charge diminue, la glace s'écoule comme un liquide visqueux. Un comportement similaire - rupture fragile sous une application de charge rapide et écoulement visqueux sous une charge prolongée - se manifeste clairement dans les sols gelés.

Si le temps d'action de la force sur le sol dépasse le temps de relaxation, alors des déformations irréversibles de fluage et d'écoulement se produisent dans le sol. En d'autres termes, selon le rapport entre le temps d'action de la force et le temps de relaxation, le corps se comportera comme un solide ou comme un liquide. La période de relaxation est la "constante principale qui combine les propriétés des corps solides et liquides. La valeur du temps de relaxation peut être déterminée à partir du rapport de la viscosité r | au module d'élasticité (cisaillement) : Pour les corps solides, qui comprennent les corps dispersés et les sols rocheux, la présence d'une contrainte ultime de cisaillement Xk est caractéristique , appelée limite d'élasticité et coïncidant avec la limite d'élasticité.

23-24. Propriétés physiques et chimiques fondamentales des sols . Ces propriétés comprennent des propriétés qui apparaissent à la suite d'une interaction physique et chimique entre les composants du sol. Celles-ci incluent les propriétés de corrosion des sols, la diffusion, l'osmotique, l'adsorption, ainsi que l'adhésivité, la plasticité, le gonflement, le trempage, le retrait et d'autres propriétés des roches. Propriétés corrosives : La corrosion est le processus de destruction des matériaux en raison de leurs interactions chimiques, électrochimiques ou biochimiques avec l'environnement. La corrosion souterraine se traduit par la destruction des matériaux métalliques de construction, des structures et des canalisations lorsqu'ils interagissent avec les sols. Les principales causes de corrosion souterraine sont : 1) l'impact de l'humidité du sol sur une structure métallique ; 2) le phénomène d'électrolyse. Ces phénomènes se produisent autour du pipeline, ainsi que dans les zones où le trafic de tramway et de chemin de fer est utilisé. Une telle destruction se produit dans les sols, à la suite de l'action de courants électriques parasites sur l'eau - une solution saline dans les pores du sol, qui, à la suite d'une telle interaction, deviendra un électrolyte CISO4 agressif; 3) les actions des micro-organismes dans le sol, provoquant la biocorrosion. En général, la corrosion du sol dépend de nombreux facteurs. Les principaux comprennent la composition chimique des sols et, tout d'abord, la composition et la quantité de sels dissous, ainsi que la teneur en humidité des sols, la teneur en gaz qu'ils contiennent, la structure des sols, leur conductivité électrique et la présence de bactéries. Diffusion (du latin Diffusion - étalement, étalement, dispersion), mouvement des particules du milieu, conduisant au transfert de matière et à l'alignement des concentrations ou à l'établissement d'une distribution d'équilibre des concentrations de particules d'un type donné dans le moyen. Osmose (du grec Osmos - poussée, pression), transfert unidirectionnel d'un solvant à travers une cloison semi-perméable (membrane) qui sépare la solution d'un solvant pur ou d'une solution de plus faible concentration. La diffusion et l'osmose conduisent à la redistribution des ions de la substance et des molécules d'eau et se manifestent le plus matériellement dans les sols argileux. L'osmose dans les argiles peut provoquer des déformations de gonflement ou de retrait. Par exemple, si un sol argileux salin est placé dans de l'eau douce, une absorption osmotique de l'eau se produira et, par conséquent, le sol gonflera. En pratique, un tel gonflement peut se produire dans divers canaux posés dans des sols salins après avoir été inondés d'eau douce. Si le rapport inverse des concentrations se produit, c'est-à-dire que la solution dans les sols est plus fraîche que dans le canal, une aspiration osmotique de l'eau des sols se produira en raison de leur retrait. L'adsorption du sol est appelée leur capacité à absorber certaines particules ou éléments d'une substance à partir de solutions de passage. Il existe plusieurs types d'adsorption : mécanique (rétention des particules due à la configuration des pores) ; physique (due aux molécules interagissant entre les particules de la solution et les pores de surface); chimique (en raison d'interactions chimiques); biologique (due à l'action des plantes et de divers micro-organismes). Des types d'adsorption distincts peuvent se manifester ensemble (adsorption physico-chimique).

25. Retrait sol . Le retrait du sol est une diminution de son volume résultant de l'élimination de l'eau lors du séchage ou sous l'influence de processus physico-chimiques (osmose, etc.). À la suite du retrait, le sol devient plus dense et, après séchage, même dur. Le compactage du sol argileux lors du retrait augmente sa résistance à la déformation, mais la présence de fissures, qui accompagnent généralement le retrait, augmente la perméabilité à l'eau et réduit la stabilité de la couche superficielle du sol dans les pentes. Dans un climat sec et chaud, les fissures de retrait brisent un ensemble de sols argileux jusqu'à une profondeur de 7 à 8 m ou plus.Le retrait se manifeste au maximum dans les argiles; il est moins caractéristique des autres roches connectées.

collant sol se manifeste à une humidité supérieure à Wm; il atteint sa plus grande valeur dans les sols argileux. Le caractère collant des argiles augmente avec une augmentation de la pression externe et une diminution de l'humidité ; dans la plupart des cas, sa valeur maximale est atteinte à la capacité d'humidité moléculaire maximale. Le caractère collant du sol dépend des catégories d'eau contenues dans le sol, des caractéristiques de sa partie chimico-minérale, de la zone de contact du sol avec l'objet, etc. Le caractère collant des sols argileux à un certain rapport de leurs caractéristiques avec des facteurs externes peuvent atteindre 0,02-0,05 MPa. Par conséquent, la viscosité du sol est l'un des facteurs qui déterminent les conditions de travail des godets, des machines de route et de travail du sol. L'adhérence de la terre à la surface des engins et mécanismes de terrassement et de transport entraîne une diminution de leur productivité lors des travaux de déblais dans les carrières, lors de l'excavation de fosses, etc.

Résistance à l'eau- c'est la capacité des sols à conserver une résistance mécanique et une stabilité lors de leur interaction avec l'eau. L'interaction des roches avec l'eau peut être statique et dynamique: l'impact de l'eau calme provoque des phénomènes de gonflement et de trempage, l'impact hydrodynamique - le processus d'érosion.

Trempabilité- c'est la capacité des roches argileuses, lors de l'absorption d'eau, à perdre leur cohésion et à se transformer en masse meuble avec perte partielle ou totale de capacité portante. L'intensité du processus de trempage dépend de la nature des liaisons structurelles, de la composition et de l'état des sols. Le taux et l'intensité de l'érosion dépendent à la fois de la nature de l'impact de l'eau et de la réaction de la roche à cet impact - l'érosion. Une forte modification de la résistance à l'eau (par exemple, en raison des intempéries) peut entraîner une diminution significative de la capacité portante des sols de fondation des structures et l'apparition de phénomènes d'effondrement et de glissement de terrain sur les côtés des fosses de construction et des fosses profondes .

Flou le plus souvent estimé par le coefficient de résistance des roches à l'érosion.

Plasticité Les sols sont appelés la capacité des sols à changer de forme (se déformer) sans discontinuité sous l'effet d'une influence externe et à conserver la nouvelle forme obtenue lors de la déformation après l'arrêt de l'influence externe. Les propriétés plastiques des sols sont étroitement liées à l'humidité et varient en fonction de la quantité et de la qualité de l'eau dans le sol. La transition de la roche argileuse d'une forme de consistance à une autre se produit à certaines valeurs d'humidité, appelées humidité caractéristique ou limites. Dans la pratique de l'ingénierie géologique, les limites supérieure et inférieure de plasticité sont les plus largement utilisées. Les limites de plasticité et le nombre de plasticité sont largement utilisés dans la classification des sols argileux, la détermination des résistances de sol calculées et l'évaluation approximative de la stabilité des sols dans les fosses, les excavations, etc.

gonflement le sol s'appelle l'augmentation de son volume lorsqu'il interagit avec l'eau. Le gonflement du sol est souvent observé lors du creusement des fosses et des excavations et entraîne une déformation du revêtement, de la plate-forme, des fondations, etc. Plusieurs méthodes ont été proposées pour déterminer le gonflement, qui peuvent être regroupées en cinq groupes en fonction de l'évaluation du gonflement : 1) par la chaleur gonflante; 2) par pression de gonflement ; 3) selon le volume de sédiment déposé dans le liquide ; 4) par la quantité (volume ou poids) d'eau qui a provoqué le gonflement ; 5) en fonction de l'augmentation du volume du sol lors du gonflement.

La méthode d'étude du gonflement en augmentant le volume du sol en train de le saturer en eau (sous la forme dans laquelle il a été développé par A. M. Vasiliev) a reçu la plus grande diffusion dans la pratique des travaux d'ingénierie et de géologie.

26. Le mouvement de l'eau et d'autres liquides à travers des milieux poreux (roches) est appelé filtration. Par conséquent, la perméabilité des roches sableuses et argileuses est leur capacité de filtration. Une mesure de la conductivité de l'eau des roches est le coefficient de filtration. Dans la pratique géotechnique, ils utilisent principalement l'expression de vitesse du coefficient de filtration, basée sur l'équation v=K f I (k) . Si I=1, alors v=K f m/jour, cm/jour. La vitesse de déplacement de l'eau à travers les milieux poreux (roches) est directement proportionnelle au gradient hydraulique, c'est-à-dire le rapport entre la pression effective et la longueur du chemin de filtration. C'est la loi la plus importante de la perméabilité à l'eau des roches sableuses et argileuses - la loi de la filtration laminaire.

La vitesse du mouvement de l'eau est également déterminée par l'équation: v \u003d Q / F (Q est la quantité d'eau filtrant à travers la roche, m 3; F est la section transversale, m 2, à travers laquelle l'eau est filtrée) . Étant donné que le mouvement de l'eau ne se produit qu'à travers les pores, le taux de filtration réel (basé sur la plus petite surface de la section réelle de la roche) est supérieur. Coefficient de filtration réel : K fd = K f / n (n - porosité). Le coefficient de filtre réel est parfois appelé coefficient de taux de filtration. Dans les roches sableuses, K fd est toujours supérieur au coefficient de filtration, qui est déterminé directement en conditions de laboratoire. Dans les roches argileuses, la porosité effective est toujours très inférieure à la porosité totale et est souvent égale à zéro, car l'espace poreux est en grande partie occupé par de l'eau physiquement liée. Dans la construction, les propriétés de filtration du sol (sa perméabilité) sont liées à : 1. Des travaux d'ingénierie (filtration des berges suite à la construction d'un barrage). 2. Avec des questions d'abaissement temporaire du niveau de la nappe phréatique (U.G.V.) pour le drainage des fosses. Un appareil de laboratoire pour déterminer les propriétés de filtration des sols est un récipient à fond poreux (voir schéma), dans lequel du sable est placé. L'eau est versée par le haut et sa consommation est mesurée (filtration sur un échantillon de sable) à différents intervalles de temps. Si un gradient hydraulique inférieur à la valeur initiale est créé dans un sol argileux, il n'y a pas de filtration dans le sol et ce sol est un aquiclude. Les caractéristiques Phil-nye des sols sont utilisées pour: 1. Calcul du drainage. 2. Détermination du débit de la source d'approvisionnement en eau souterraine. 3.Calculez le tassement des structures (fondations) dans le temps. 4.Réduction artificielle de l'U.G.V. 5. Calcul des palplanches lors du creusement de fosses, de tranchées.

Notons un certain nombre de traits caractéristiques des sols de pergélisol après leur dégel :

Les valeurs maximales de perméabilité à l'eau sont notées dans les zones d'écrasement tectonique, et il n'y a pas d'atténuation avec la profondeur, ce qui s'explique par la forte teneur en glace provoquée par le gonflement de l'agrégat dispersé. Après la fonte de la glace, de puissants passages de filtration se forment.

La perméabilité à l'eau des sols de pergélisol après leur dégel est généralement variable dans le temps, puisqu'elle est sous l'influence de deux facteurs de confrontation. D'une part, les vides qui viennent de se former dans le massif gonflé après la fonte des glaces ont tendance à se refermer sous l'influence du poids des sols sus-jacents ou des charges des ouvrages, ce qui devrait diminuer la perméabilité à l'eau. D'autre part, une charge finement dispersée, qui, après fonte de la glace, n'a pas de structure assurant sa résistance de filtration, peut être emportée par un écoulement filamenteux. Cela entraîne une augmentation de l'approvisionnement en eau des roches. La capacité filtrante du pergélisol est estimée à partir des résultats de travaux expérimentaux sur des zones pré-dégelées ou par des méthodes indirectes. Les méthodes cosv-m d'évaluation du pergélisol d'eau du pergélisol comprennent : le calcul ; comparaison des dépendances des indicateurs de perméabilité à l'eau à la fracturation pour les sols dégelés et gelés ; essais à l'air des puits; géophysique. Toutes ces méthodes sont de nature évaluative.