Document

4.Cechy strukturalne górotworu
Ciągłość
Środowisko materialne będzie środowiskiem
ciągłym, jeżeli dla dwóch bliskich jego
punktów (cząstek) różnica własności
fizycznych tego środowiska będzie dowolnie
mała. Najczęściej pojęcie ciągłości odnosi się
do rozmieszczenia masy wewnątrz obszaru
zajmowanego przez dane środowisko. Ciało
spełniające w dużym stopniu postulat ciągłości
masy me musi jednocześnie spełniać
postulatu ciągłości innych własności
fizycznych, np. własności wytrzymałościowych
Jednorodność
Ciało materialne jest jednorodnym, jeżeli
w każdym punkcie jego własności będą takie
same. W odniesieniu do ośrodka skalnego
oprócz pojęcia jednorodności stosuje się
również pojęcie tzw. statystycznej
jednorodności.
Środowisko materialne jest statystycznie
jednorodne, jeżeli jego każda podstawowa
objętość — o rozmiarach wynikających z
przyjętej skali rozważań — posiada
jednakowe własności fizyczne
Ziarno mineralne posiadające strukturę
krystaliczną może być uznane za ciało prawie
doskonale statystycznie jednorodne, jeżeli za
podstawową objętość przyjmie się układ
cząstek wielokrotnie powtarzający się w sieci
krystalicznej.
Izotropia
Ciało materialne jest izotropowe, gdy we
wszystkich kierunkach badania wykazuje
jednakowe wartości własności fizycznych. Gdy
ośrodek wykazuje różne wartości własności
fizycznych w różnych kierunkach, wtedy jest
anizotropowy
Dla oceny stopnia anizotropii wprowadza się
pojecie współczynnika anizotropii.
Współczynnik ten jest stosunkiem wartości
największej do wartości najmniejszej danej
wielkości fizycznej. Dla ciał izotropowych
wartość współczynnika anizotropii wynosi 1, a
dla anizotropowych jest większa od 1.
Izotropowe są gazy, ciecze Jednorodne
substancje bezpostaciowe (szkło wulkaniczne,
opal), a anizotropowe są kryształy — dzięki
uporządkowanej sieci krystalicznej. Skały
posiadają na ogół własności anizotropowe,
przy czym wyróżnia się:
- anizotropie syngenetyczną — związaną z
warunkami powstawania złóż skalnych;
- anizotropie epigenetyczną — powstała w
późniejszych okresach w wyniku działania sił
tektonicznych lub zjawisk metamorficznych
Cechy teksturalne górotworu
Rozpatrując rzeczywista. budowę wewnętrzną
skal należy oprócz wymienionych cech
strukturalnych określić również cechy
teksturalne związane ze stopniem wypełnienia
przestrzeni zajmowanej przez skałę. Do cech
tekstury zalicza się lupność(cios, kliważ),
uwarstwienie, porowatość szczelinowatość
Lupność
Lupność jest zdolnością skał do łatwiejszego
pękania
wzdłuż
określonego
układu
płaszczyzn, w których występuje osłabiona
spójność między ziarnami. Lupność jest jedną
z najistotniejszych cech skat osadowych
Uwarstwienie skał uwarunkowane jest
kolejnością, powstawania nakładających się
utworów skalnych o różnym składzie
chemicznym i mineralnym, różnej ziarnistości i
różnej orientacji ziarn.,
Ukształtowanie powierzchni osłabionej
spójności skały, przede wszystkim zaś
wzajemne ich odległości, są na ogól różne dla
różnych skał. Na podstawie
przeprowadzonych pomiarów i obserwacji
można stwierdzić, ze przeciętna grubość
warstw skał karbońskich ("średnia warstwowa
podzielność skał") wzrasta kolejno dla skał
ilastych, mutowców i piaskowców, a
odpowiednie wartości przedstawiają się
następująco: 20,7 cm, 28,7 cm, 40,1 cm
Porowatosć
Porowatość jest wynikiem występowania w
skalach pustek i szczelin oraz istnienia miedzy
ziarnami mineralnymi drobnych kanalików i
wolnych przestrzeni, czyli porów nawet w
przypadku występowania materiału
cementującego te ziarna.
Jeżeli wolne przestrzenie istniejące w skalach
łączą się ze sobą i z zewnętrzną
powierzchnią skały to skala ma porowatosc
otwartą
Przy porowatości zamkniętej pory nie są
połączone ze sobą. Porowatość tzw. ogólną
określa się stosunkiem objętości wszystkich
wolnych przestrzeni w skale do jej objętości.
Szczelinowatość — jest wynikiem procesów
tektonicznych i fizyczno-che-micznych
zachodzących w ośrodku skalnym. Pod
pojęciem szczelinowatości skały rozumie się
istnienie w jej budowie nieciągłości i
powierzchni osłabienia o zasiegu
przewyższającym wymiary ziam minerałów
tworzących masyw skalny
Spośród powierzchni szczelin przecinających
górotwór wydzielić można szczeliny pierwotne
i wtórne. Szczelinowatość pierwotna
wystepuje w skalach o nienaruszonej
strukturze, to znaczy w obszarach gdzie nie
zaznaczyl się jeszcze wpływ dziatalnosci
górniczej lub budowlanej. Szczeliny wtorne
wiaza sie z dzialalnoscią gornicza, a powstaja
przede wszystkim w stropach wyrobisk
gómiczych. Ilościowo szczelinowatosc okresia
sie rozmiarami szczelin, gęstoscia. ich
wystepowania oraz wzajemnym ich
usytuowaniem
5. Skały jako ośrodki 3- fazowe
Cieczą zawartą w określonych ilościach w
każdej prawie skale jest woda. Ze względu na
rodzaj więzi laczacej cząstki wody z faza.
stałą wyroznia się w skatach:
— wodę chemicznie zwiazana,;
— wodę fizycznie związana;
— wodę swobodną (wolna).
Woda chemicznie związana jest cześcią sieci
krystalicznej ziarn mineralnych, gdzie
czasteczki wystepują razem z innymi
molekulami i jonam usuniecie tej wody
prowadzi do rozkładu danego materiału i do
przekształcenia go w inny odrębny związek
chemiczny.
Woda fizycznie związana
przylega ścisle do powierzchni ziarn
mineralnych, przytrzymywana
miedzyczasteczkowymi silami przyciagania.
Otacza ona ziarna cienką blonka, zwana jest
więc wodą blonkową
Woda swobodna — wypełnia wolne
przestrzenie porow i szczelin w skale. Na
wodę swobodną sklada sie tzw.woda
kapilarna,— mogąca utrzymywać się w
stosunkowo nieduzych porach pod dzialaniem
sil kapilamych oraz woda grawitacyjna
wypelniająca duze pory, szczeliny lub kawemy
w skalach, a mogąca się przemieszczac pod
dziataniem przyłożonego cisnienia.
Przestrzenie porow i szczelin w skalach
mogą.byc wypełnione częsciowo lub
calkowicie gazami np.: powietrzem, parą
wodna, dwutlenkiem węgia, metanem. Gazy
te moga.znajdowac się pod roznym
cisnieniem
Gazy w skalach mogą występowac w trzech
postaciach:
-gazu absorbowanego, tzn. pochloniętego
przez substance skały;
- gazu adsorbowanego na powierzchni
scianek porow;
-gazu wolnego, wypełniającego szczeliny i
pory w skalach
6.Klasyfikacja własności fizycznych skał
Pod pojęciem własności fizycznych skały
rozumie się te cechy charakterystyczne skały
związane z jej budowa, które:
- pozwalaja.na odroznienie lub porownanie
danej skaty z innymi;
- stwarzaja. mozliwosci przewidywania
przebiegów i skutków interesujących nas
procesów fizycznych;
- pojawiają się przy oddziaływaniu na skałą
okreslonych p61 fizycznych lub ciał.
Liczbowo każda własność fizyczna skały
określona jest jednym lub kilkoma
parametrami (wskaznikami) bedącymi
ilosciowymi miarami własności
Fizyczne wlasnosci skal na ogol dzielimy ze
względu na rodzaj wywołujacych je pól
zewnętrznych, przy czym pod pojęciem "pól
zewnętrznych" rozumiemy ten rodzaj energii
lub materii, pod dzialaniem ktorej w danej
chwili znajduje się skala. Uwzgledniając
powyzsze wyróżniamy pole mechaniczne
(cisnienie) i odpowiadające mu mechaniczne
wlasnosci skał,pole cieplne (temperatura) i
odpowiadające mu termiczne wlasnosci skal,
pole elektryczne, magnetyczne,
promieniotwórcze i odpowiadające im
wlasnosci skal
Prócz tego istnieją jeszcze pola materialne
(substancjalne) i odpowiadające im wlasnosci
hydrogazomechaniczne okreslające przeplyw
cieczy i gazow przez skaly pod dzialaniem
roznicy naporów.
Ze wzgledu na istote fizykalną. wszystkie
parametry dzielimy na 3 grupy:
Do pierwszej grupy zaiiczamy parametry
charakteryzujace odwracalne zmiany ilosci
energii lub materii wewnatrz skaly Do nich
zaiiczamy: modul sprezystosci objetosciowej
K ,dielektryczna przenikalność wlasciwą
pojemnosc cieplną Cw,wilgotnoscią W
DO drugiej grupy zaliczamy parametry
okreslajace nieodwracalne przemiany danego
rodzaju energii w skalach w inny rodzaj
energii, a prowadzące do istotnej zmiany
stanu skały. Do nich zaliczamy: wspolczynnik
plastycznosci Jp, granice wytrzymalosci na
sciskanie Rc i rozciaganie Rr, wspolczynnik
cieplnej rozszerzalnosci liniowej  i
objętościowej
itd.
Do trzeciej grupy naleza. parametry opisujace
procesy przekazywania energii, a takze
przepływu cieczy i gazu w skalach. Do nich
zaliczamy: wspolczynnik przewodnictwa
cieplnego, i wspolczynnik filtracji kf,
itd.Znanych jest przeszlo sto parametrow
fizycznych skal. Pomiar takiej ilosci
parametrow dla wszystkich rodzajów skal jest
zadaniem praktycznie niewykonalnym. W
praktyce laboratoryjnej pojawila sie
koniecznosc wyroznienia pewnej grupy
parametrow fizycznych skal bedacej liczbowo
minimalną, ale wystarczajacą dla pełnej
charakterystyki skaly, jako ciala fizykalnego i
geologicznego. Wyroznione w ten sposób
parametry noszą nazwę podst. parametrów
skał( 12:Gęstość, porowatść, liczba P,moduł
Yonga, wytrzymałość na ściskanie,
rozciąganie, przew. Cieplnego, cieplna
pojemność rozszerzalność cieplna,
elektryczny opór, przenikalność elektr.,
przenikalność magnetyczna).
7.Podzial gruntow budowlanych

Przez grunt budowlany rozumie się
wierzchnią, czesc skorupy ziemskiej
wspolpracujaca. z obiektem budowlanym lub
tez stanowiacą jego element, wzglednie jako
tworzywo do wykonania z niego budowli
ziemnych
Ze wzgledu na pochodzenie grunty dzieli sie
na antropogeniczne i naturalne.
Grunty antropogeniczne to grunty
nasypowe utworzone z produktow
gospodarczej lub przemyslowej dzialalnosci
cztowieka z odpadow komunalnych, pylow
dymnicowych, odpadow poflotacyjnych, itp.
Grunty naturalne to grunty, ktorych
szkielet powstat w wyniku procesow
geologicznych, ktore ze wzglqdu na
pochodzenie dzieli sie na grunty rodzime i
grunty nasypowe.
Grunty rodzime powstały w miejscu
zalegania w wyniku procesow geologicznych
takich jak wietrzenie, sedymentacja,
metamorfizm, itp.
Grunty nasypowe powstały w wyniku
działalnosci człowieka z gruntu naturalnego
lub antropogenicznego np. w
wysypiskach, zwałowiskach, zbiomikach
osadowych, budowlach ziemnych, nasypach
budowlanych, itp.
Ze wzgledu na zawartosc substancji
organicznej grunty rodzime dzieli sie na grunty
mineralne i grunty organiczne.
Grunty mineralne są to grunty rodzime
zawierajace mniej niz 2 % substancji
organicznej. Przyjmuje sie, ze w gruntach
organicznych zawartosc czesci organicznych
jest wieksza niz 2 %J
Ze wzgledu na odkształcenie podłoza, czyli
wytrzymatosc grunty mineralne i organiczne
dzieli sie na skaliste i nieskaliste
Grunty skaliste mineralne to grunty lite lub
spekane o nie przesunietych blokach(przy
czym najmniejszy wymiar bloku jest wiekszy
od 10 cm), ktorych probki nie wykazują zmian
objetosci, ani nie rozpadają sie pod
dzialaniem wody destylowanej, a ich
wytrzymatosc na sciskanie Rc > 0,2 MPa.(
wytrzymałość:skaliste miekkie i twarde
:spękania: skała lita, mało, średnio, bardzo
spękana) Grunty nieskalite to takie, ktore nie
spełniają. warunkow gruntu skalistego (grunt
rozdrobniony, bez silnych wiazan
krystalicznych), a zawartosc w nich czesci
organicznych wynosi 2 % lub jest mniejszaj
Biorac pod uwage uziamienie gruntow
rodzimych nieskalistych mineralnych wyroznia
sie:
- grunty kamieniste o zawartosci ziarn o
srednicach wiekszych od 40 mm stanowiacej
wiecej niz 50 % {dso > 40 mm);
-grunty gruboziamiste o zawartosci ziam o
srednicach mniejszych od 40 mm stanowiacej
wiecej niz 50 % oraz o zawartosci ziam o
srednicach wiekszych od 2 mm stanowiacej
wiecej niz 90 %
- grunty drobnoziarniste o zawartosci ziam o
srednicach mniejszych od 2 mm stanowiacej
wiecej niz 90 %
Frakcja gruntu to zbior ziarn lub cząstek
gruntu o srednicach zastepczych, zawartych w
okreslonym przedziale. Srednica zastępcza dz
dla ziam jest to srednica oczka sita, przez
ktore ziamojuz nie przechodzi, zas dia cząstek
jest to srednica kulki o identycznej gestosci
wlasciwej, co dana cząstka opadajaca w
wodzie z taka. sama. predkoscia.jak dana
czastka gruntu( frakcje-kamienista,pyłowa,
piaskowa,iłowa,żwirowa)
Kryteria podziału gruntów budowlanych
Przedstawiona klasyfikacja gruntow
budowlanych wg normy PN-86/B-02480
oparta jest na kilku kryteriach podział na
uwzgledniajacych:
- pochodzenie;
- uziamienie;
- zawartosc czesci organicznych;
- sposob formowania;
- wskażnik osiadania zapadowego
Analiza granulometryczna Wykonuje sie ja. w
celu wyznaczenia
procentowejzawartosciwystepujących w
gruncie frakcji. Pozwala to w koncowym
efekcie na wykreślenie krzywej uziamienia
oraz ustalenie rodzaju i nazwy badanego
gruntu. Skład granulometryczny gruntu dla
celow budowlanych najczesciej okresla się
metodq sitową — gdy ziama w gruncie mają
wymiary ponad 0,063 mm i metodq
areometryczną— gdy czastki gruntu maja
wymiary mniejsze od 0,063 mm")
W przypadku, gdy grunt sklada sie z ziam o
wymiarach d > 0,063 mm, jak i czastek o
wymia-rach d < 0,063 mm stosuje sie
kombinacje obydwu metod Metoda analizy
sitowej polega na przesianiu wysuszonej w
temperaturze 105° - 110° C probki gruntu
niespoistego przez odpowiedni komplet sit o
roznych wymiarach oczek i obliczeniu w
procentach masy ziarn.
Zawartosc wagową ziarn gruntu pozostatych
na kazdym sicie oblicza sie ze wzoru:
Zi=(msi/ms)*100%
gdzie:
msi — masa suchych ziarn pozostatych na
sicie, g;
ms — masa calej suchej probki wziętej do
analizy, g.
Krzywe te nanosi sie na siatke
połlogarytmiczna, gdzie na osi odcietych
podano w skali logarytmicznej srednice ziam i
czastek, a na osi rzednych w skali dziesietnej
ich procentowe zawartości
Z wykresow uziamienia mozna.wyznaczyć:
- procentowe zawartosci poszczegolnych
frakcji (niezbedne do okreslenia rodzaju
gruntu);
-srednice d10, d30 i d60 (niezbedne do
okreslenia wskaznikow uziamienia), gdzie d60
— srednica cząstek, ponizej ktorej jest 60 %
czastek w danym gruncie, d10 — srednica
czastek, ponizej ktorej jest 10 % czastek w
danym gruncie.
Uziamienie gruntu charakteryzują dwa
wskazniki:
- wskaznik roznoziamistosc U=d60/d10 wskaznik krzywizny uziamienia
C=d230 /d10*d60
W zaieznosci od wskaznika roznoziamistosci
wyrozniamy grunty:
- rownoziamiste 1 < U<. 5;
-roznoziamiste 5 < U < 15;
- bardzo roznoziamiste U> 15.
Za pomoca. analizy sitowej okresia sie sklad
granulometryczny gmntow syp-kich
(kamienistych, gmboziamistych,
drobnoziamistych niespoistych z wyjatkiem
piasku pylastego) i okresia ich nazwe
Metody sedymentacyjne. polegajace na
podziale gruntu na frakcje w zawiesinie
wodnej, są oparte na prawie Stokesa, ktore
mowi, ze prędkosc swobodnego opadania
czastek kulistych jest wprost proporcjonalna
do ich srednicy i gestosci wlasciwej i zależy
ponadto od gestosci wlasciwej i lepkosci
cieczy w ktorej opadają cząstki oraz od
przyspieszenia ziemskiego:
v-prędkość opadania
di—srednica zastepcza cząstki, cm
Mając obliczone wartosci J, i Z, sporzadza sie
wykres uziamienia Po wykresleniu krzywej
uziamienia gruntu odczytuje sie zawartosc
poszczegolnych frakcji] piaskowej, pytowej i
ilowej. Suma tych frakcji must wynosic 100
%.Majac te dane i postugujac się trojkatem
Fereta określa się nazwę gruntu. Trójkąt
Fereta jest trojkatem rownobocznym, ktorego
boki podzielone są na 10 równych czesci.
Kazdy z bokow reprezentuje zawartosc od 0
do 100 % jednej frakcji. Pole trojkata
podzielone jest na czesci, z ktorych lazda w
zaieznosci odjej polozenia w stosunku do
bokow trojkata reprezentuje określoną nazwę
gruntu.
Sposób formowania gruntow Grunty
budowlane powstate w wyniku dzialalnosci
cztowieka to grunty nasy-powe. W zaieznosci
od sposobu ich formowania (pochodzenia)
nasypy dzieli się na:
- nasypy budowlane — powstale w wyniku
kontrolowanego procesu tech-nologicznego
(budowie ziemne);
- nasypy niebudowlane — formowane w
sposob przypadkowy, np.
wysypiska,
zwałowiska
Wskaźnik osiadania zapadowego
Grunty o strukturze nietrwalej ulegajacej
zmianie pod wptywem zawilgoeenia bez
zmiany dzialajacego obcia^zenia nazywa si?
gnmtami zapadowymi
Ilosciowo takie grunty charakteryzowane są
przez wskaznik osiadania zapadowego
imp=(h’-h’’)/ho
ho-wysokosc probki w stanie naturalnym;
Badania makroskopowe gruntow
budowlanych
Badania makroskopowe polegaja na
przyblizonym okresleniu nazwy i rodza-ju
gruntu oraz niektorychjego cech fizycznych
bez pomocy przyrzadow. Najcze-sciej
prowadzi siejew terenie lubjako badania
wstepne w laboratorium. Podczas badan
makroskopowych okresia sie nastepujace
cechy gruntow:
-rodzaj i nazwe gruntu;
- stan gruntu;
- barw
- wilgotnosc naturalna;
- zawartosc weglanu wapnia CaC03.
Probki do badan makroskopowych pobiera sie
z kazdej warstwy gruntu rozniacej sie rodzaj
em lub stanem lecz nie rzadziej niz co 1 m
gtebokosci [28]. Wyroznia sie trzy rodzaje
pobieranych probek gruntow:
-probki o naturalnym uziamieniu;
- probki o naturalnej wilgotnosci;
- probki o naturalnej strukturze.
Rodzaje gruntu
Oznaczenia gruntów skalistych i ich podział
dokonuje sie makroskopowo przez ogledziny i
proste proby wytrzymalosciowe jak: uderzenie
mtotkiem, ryso-wanie, scieranie-y
W obrebie gruntow kamienistych dokonuje sie
wydzieleń poprzez pomiar naj-wiekszych ziarn
i orientacyjne okreslenie ich stosunku do ziam
pozostatego gruntu oraz stwierdzenie ich
stopnia obtoczenia. W skali obtoczenia
wyroznia się ziama ostro krawędziste,
kanciaste, słabo obtoczone, obtoczone i
dobrze obtoczone.
Przy oznaczaniu nazwy gruntow
gruboziamistych i drobnoziamistych nalezy
wstepnie oddzielic grunty spoiste od
niespoistych.
DO gruntow spoistych zalicza sie wszystkie
grunty, ktore po wyschnieciu tworza. zwarte
bryty. Grunty niespoiste (sypkie) po
wyschnieciu nie tworza bryl czy grudek lecz
sa, sypkie
Jeżeli trzeba okreslic, czy grunt jest spoisty
czy niespoisty, gdy probka jest wilgetna, z
gruntu tego probuje sie uformowac w dioni
kuike o srednicy 7-8 mm. Jesli kulka da sie
uformowac — grunt mozna zaiiczyc do
spoistych, w przeciwnym przypadku—do
sypkich.
Majac okreslona. spoistosc gruntu ustala się w
sposob szacunkowy zawartosć w gruncie
frakcji piaskowej poprzez rozcieranie probki
gruntu miedzy dwoma palcami zanurzonymi w
wodzie. \
PO okresleniu zawartosci frakcji piaskowej,
kwalifikujemy grunt dojednej ztrzechgrup: I.
grunty piaszczyste (fp > 50 %, /„ < 30 %);
II. grunty posrednie (fp > 30 %, /„ > 30 %);
III. grunty pylaste (fp < 50 %, /„ > 50 %).
W przypadkach watpliwych sprawdza sie
probe waleczkowania proba rozmakania. W
tym celu grudke wysuszonego gruntu
umieszcza sie w siatce o oczkach
kwadratowych (5x5 mm) i zanurza w wodzie.
Rodzaj gruntow niespoistych (sypkich)
okresia sie na podstawie wzrokowej oceny
wielkosci ziam i ich procentowej zawartosci w
poszczegolnych frakcjach. Wielkosc ziam
mozna okreslic za pomoca lupy z podzialką
mikrometryczną przy badaniach
makroskopowych okreslenie rodzaju gruntu
uzupełnia się opisem przewarstwień,
domieszek zanieczyszczen, a przede
wszystkim —jesli jest znana geneza gruntu.
Stan gruntów
Stan gruntow spoistych okresia sie na
podstawie liczby wykonanych wałecz-kowan.
Proba waleczkowania polega na uformowaniu
z gruntu kuleczki o sredni-cy 7 mm, z ktorej
wykonuje się wałeczek o srednicy 3 mm.W
przypadku badania gruntow malo spoistych
czesto juz pierwszy waleczek rozsypuje sie,
co uniemozliwia okresleniejego stanu.
Przyjmuje sie, ze grunty wystepują w stanie:
- zwartym, jesli nie mozna uformowac kuiki —
grunt zbyt twardy;
- polzwartym, jesli z gruntu mozna
uformowac kuike, a waleczek peka pod-czas
pierwszego waleczkowania (ze wzgledu na
male zawilgocenie);
- płynnym, jesli z uwagi na nawodnienie
gruntu nie da się uformowac kulek — grunt
oblepia dionie.
Barwa i rodzaj gruntówBarwe gruntu okresia
sie na probce o wilgotnosci naturalnej. Na
ogół barwę idaje sie za pomoca. dwoch
wyrazow. Barwę podstawowa. przedstawia
drugi wyraz, odcienie i intensywnosc barwy
wyraz pierwszy np. grunt snoszaro-zolty.
Wilgotnosc naturalna gruntow w czasie badan
makroskopowych okresia sie następująco;
grunt jest:
- suchy, jesli brylka gruntu spoistego przy
zgniataniu p?ka, a po rozdrobnie-niu daje
suchy proszek
- malo wilgotny, jesli brylka gruntu spoistego
przy zgniataniu odkszłca się plastycznie, a
reka przyłozona do gruntu nie staje sie
wilgotna;
-wilgotny, jesli reka przylozona do gruntu
staje się wilgotna;
-mokry ,jeżeli przy ściskaniu gruntu w dłoni,
grunt odsącza wodę
-nawodniony, jeżeli grunt odsącza wodę
grawitacyjnie
8Strukturalne wlasnosci skał i gruntow
Dla oceny stopnia niejednorodnosci skat i
umozliwienia ogolnego rozroznienia skal pod
względem ich wewnętrznej budowy
wprowadza się szereg pojęc ulatwiających to
zadanie. Do podstawowych pojęc
charakteryzujących własnosci strukturalne
skal zaliczamy gestosc objętosciową(pozoma)
i gestosc wlasciwą (rzeczywista). W praktyce
geotechnicznej przy wyznaczaniu napręzen w
gorotworze poshigujemy się najczęsciej
cięzarem objętosciowym i cięzarem
wlasciwym. Ze względu na rodzaj wiezow
występujacych między poszczegolnymi
ziarnami wyroznia się trzy podstawowe grupy
skah
-skaty okruchowe — będące prosta.
mieszaniną roznych mineralow albo zbiorem
ziamjednego mineralu bez zadnych
wzajemnych więzi przeciw-dzialających
rozdzielaniu się ziam, np.: piasek, zwir;
- skaty spoiste (argilitowe) — ktorych ziama
mineralne posiadają otoczki wodnokoloidalne spajające ziama wjedna^catosc
np.: gliny, ify, boksyty;
-skaty zwięzte — (mocne, lite) — w ktorych
istnieja. trwate, sztywne lub spręzyste więzi
między poszczegolnymi ziamami np.: granity,
gnejsy, piaskowce, wapienie.
-Gestosc skał rzeczywistych w ogolnym
przypadku jest okreslana przez stosunek
sumy masy fazy stalej m1, cieklej m2 i gazowej
m3 do sumy objetosci tych
fazfz.
r 
m1  m2  m3
V1  V 2  V 3
Objętość i masę dowolnego elementu
wycietego z warstwy skalnej mozna
przedstawic nastepujaco:
V=V1+V2+V3
Gdzie:
V1,m1-obj, masa cząstek stałych
V2,m2-obj,masa wody zaw. w porach
V3- obj pow zaw w porach
Gęstosc objętosciowa

—jest to
stosunek masy probki skalnej m do jej
objętosci V. p=m/V
Gęstosc własciwa po —jest to stosunek masy
czastek stalych probki skalnej mi do ich
objetosci Vi. po=m1/V1
Ciężar objętościowy- jest to stosunek ciężru
fazy stałej G wraz z zawartymi w niej porami
do jej obj.V
  G /V
N/m3
Ciężar właściwy —jest to stosunek ciezaru
fazy stalej w stanie sproszko-wanym i
wysuszonym G do jej objetosci V
 1  G1 /V1
Między cięzarem objętosciowym a gęstościa.
objętościową istnieje nastę-pujaca zaieznosc
  g
gdzie:
y -— cięzar objętosciowy, N/m3;
p — gęstosc objętosciowa, kg/m3;
g— przyspieszenie ziemskie, m/s2.
Podobna zaieznosc istnieje miedzy ciężarem
właściwym a gęstością
właściwa
 0  0 g
yo-ciężar wł
po- gęst wł
Gęstosc objętosciowa szkieletu gruntowego
pd—jest to stosunek masy ziarn i czastek
statych szkieletu gruntowego do objetosci
całej probki (przed wysuszeniem):pd=m1/V
W przypadku gdy znana jest wartosc
wilgotnosci, czyli procentowy stosunek wody
m2 zawartej w porach do masy szkieletu
gruntowego m1 W=(m2/m1)*100 a
pd=(p/100+W)*100
Cieżar objetosciowy szkieletu gruntowego
Jest to stosunek ciezaru wysuszonej probki Gs
do jej objetosci przed wysuszeniem V
 d  Gs / V
PorowatoscP—jest to stosunek objetosci
porow w probce skały Vp do objętosci calej
probki V:
P
Vp
*100%
V
Wskaźnik porowatości e- jest to stosunek
objętości porów Vp do obj. materiału skalnego
zawartego w próbce Vs :
Vp
e
Vs
Współczynnik szczelnosci ks —jest to
stosunek ciezaru objetosciowego  do ciezaru
wlasciwego 0

ks 
0
Współczynnik rozluzowania kr — jest to
stosunek objetosci rozluzowanej skafy V do jej
objetosci w stanie nienaruszonym (w
masywie) V.:
kr 
Vr
V
Gęstosc nasypowa n —jest to stosunek
gestosci objętosciowej p skały w masywie do
wspolczynnika rozluzowania:

n 
kr
Stopień zagęszczenia Jd —jest to stosunek
zageszczenia istniejącego w naturze do
najwiekszego mozliwego zageszczenia
danego gruntu.
e e
J d  max
emax  emin
gdzie:
emax — wskaznik porowatosci maksymalnej,
ktorą otrzymuje sie przez najbardziej luzne
usypanie piasku;
emin — wskaznik porowatosci minimalnej, przy
mozliwie największym zagęszczeniu piasku
uzyskanym przez wibracją
e—wskaznik porowatosci naturalnej,
W zaieznosci od stopnia zagęszczenia
wyrozniamy tzw.stany gruntow sypkich:
Jd <0,33 — grunt jest luzny;
0,33 < Jd < 0,67 — grunt śr. zagęszczony
0,67 < Jd <1,00 — grunt jest zageszczony
9.Hydrogazomechaniczne wł skał i gruntów
Wlasnosci hydrogazomechaniczne
charakteryzują zdolnosc skal do
przepuszczania, pochlaniania i zatrzymywania
roznych cieczy i gazow oraz sklonnosc skal do
zmiany swego stanu mechanicznego podczas
oddzialywania cieczami wzglednie gazami.
Podstawowym parametrem wlasnosci
hydrogazomechanicznych skal i gruntow jest
więc wilgotnosc
Wilgotność skaty W—jest to procentowy
stosunek masy wody Mw porach skały do
masy suchej probki M.d (masy szkieletu
skafy):W=(Mw/Md)*100%
Wilgotność naturalna Wn — odpowiada
naturalnej zawartosci wody w skale,
niezaleznie od tej ilosci jaka. moze skata w
ogole wchłonac.
W celu okreslenia stanu zawilgocenia skafy i
sprawdzenia, wjakim stopniujej pory s£[
wypehiione woda, nalezy wyznaczyc
wilgotnosc całkowitą i stopień wilgotności
Wilgotność całkowita Wsr — jest to
najwieksza wzgledna ilosci wody, gdy pory
skafy sa, calkowicie wypehiione wodą.:
Wsr 
e  w

100%
gdzie:
e — wskaznik porowatosci, -;
p — cięzar wlasciwy szkieletu skalnego,
kN/m3; :
w — ciezar wlasciwy wody = 9,81 kN/m3;

Stopien wilgotnosci Sr—jest to stosunek
objętosci wody znajdujacej sie w porach i
pustkach skaly Vw, do ich objetosci calkowitej
Vp:
Sr 
Wn   s
100  e   w
Wn — wilgotnosc naturalna probki.
W zaieznosci od wartosci stopnia wilgotnosci
wyrozniamy nastepujace stany zawilgocenia
gruntow sypkich:
Sr=0-gr suchy
0,0<Sr<0,4-gr małowilgotny
0,4 < Sr < 0,8 — grunt wilgotny;
0,8 < Sr<1,0— grunt mokry
Obecnosc wody wpływa rowniez na
ksztattowanie sie wlasnosci gruntow
spoistych, zwłaszcza na tzw. konsystencje.
Rozróżnia się następujące konsystencje
gruntow spoistych:
- płynną — grunt zachowuje się jak ciecz i nie
ma prawie zadnej wytrzymalosci na scinanie
- plastyczną — grunt o tej konsystencji
poddany pewnemu naciskowi odksztatca się,
nie ulega przy tym spekaniom i zachowuje
nadany mu kształt
-zwartą — grunt o tej konsystencji odksztatea
sie dopiero przy duzych
naciskach, a odksztalceniom towarzyszą
spekania. Poszczególne konsystencje są
odgraniczone od siebie e sposób bardzo
umowny gr-mi konststencji
Granica ptynnosci WL, jest to wilgotność w
procentach jaką ma masa gruntowa
umieszczona w miseczce aparatu
Casagrande'a, gdy wykonana w niej bruzda
zlewa sie przy dwudziestym piatym uderzeniu
miseczki o podstawe aparatu.
Granica plastyczności W p – jest to wilgotność
w % jaką ma grunt gdy przy kolejnym
wałeczkowaniu bryłki gruntu wałeczek pęka
po osiągnięciu śr 3mm
Granica skurczalności W s- jest to wilgotność,
w % jaką ma grunt, gdy przy suszeniu bryłka
gruntu przestaje zmniejszać swą objętość.
Plastyczne własności gruntów charakteryzuje
stopień plastyczności i wskaźnik
plastyczności.
Stopień plastyczności JL. — jest to stosunek
różnicy wilgotności naturalnej danego gruntu i
granicy plastyczności do różnicy granicy
płynności i granicy plastyczności:
gdzie:
JL 
Wn  Wp
WL  Wp
Wn — wilgotność naturalna, %;
Wp — granica plastyczności, %;
WL — granica płynności, %.
W zależności od stopnia plastyczności i
wilgotności naturalnej wyróżniamy
następujące stany gruntów
spoistych(grunty:zwarty, połzwarty,
twardoplastyczny, plastyczny
miękkoplastyczny, płynny)
Wskaźnik plastyczności Jp jest to różnica
pomiędzy granicą płynności WL i granica
plastyczności Wp:
Jp= WL-Wp %
Zdolność skał porowatych do przepuszczania
cieczy lub gazu siecią kanalików, utworzonych
z ich porów pod działaniem naporu
hydraulicznego naz. się przepuszczalnością
Współczynnik przepuszczalności kprz
określony jest objętością cieczy lub gazu Q o
lepkości
; przez jednostkę przekroju

poprzecznego skały S w jednostce czasu
przy gradiencie ciśnienia gradp równym

jednostce:
m
Q
k prz 

S    gradp
2
Q — ilość cieczy lub gazu przechodzącego
przez próbkę, m ;
S — powierzchnia przekroju poprzecznego
próbki, m2;
T—czas przepływu, s;
— lepkość dynamiczna w temperaturze

doświadczenia, Pa-s;
grad p — spadek ciśnienia na drodze L, tzn.
gradp =(p/ -po)/L, Pa/m.
Fizyczny sens takiego wymiaru polega na tym,
ze charakteryzuje on wielkosc powierzchni
przekroju poprzecznego porow i kanalikow
skały, przez ktora odbywa sie przeplyw
praktyczną jednostką przepuszczalnosci jest 1
darcy (1 D),
1 D = 1,02*10'12 m2
Powolne przesączanie się cieczy lub gazu
poprzez splatany system porow i kanalikow
pod wpływem ciśnienia nazywa sie filtracją.
Wspoiczynnik filtracji kf— przy danej
temperaturze okreslany jest stosunkiem
objetosci przeplywającej cieczy Q do pola
przekroju probki prostopadlego do kierunku
przeplywu S oraz czasu przeplywu
i

spadku
hydraulicznego:
k f  Q /( S * * i )
m/s
W zależnosci od wartosci wspołczynnika
filtracji, skaly dzielimy na:
-dobrze przepuszczalne—kf> 1000 m/dobe
-srednio przepuszczalne — 10 m/dobe <kf
<1000 m/dobe;
- slabo przepuszczalne — 0,1 m/dobe < kf<
10 m/dobe;
-nieprzepuszczalne—kf< 0,1 m/dobe.
Zwiazek miedzy wspolczynnikiem filtracji i
współczynnikiem przepuszczalnosci wyrazony
jest nastepujacą zaleznoscia;
gdzie:
kprz — wspolczynnik przepuszczalnosci, m2;
— ciezar wlasciwy cieczy lub gazu,
o
N/m3;
— lepkosc dynamiczna cieczy lub gazu,

Pa*s =N*s/m2.
Zdolnosc skal do zwiekszania swej objetosci
przy nasyceniu wodą nazywa się
pęcznieniem.
Wspolczynnik pęcznienia Pv — okreslony jest
stosunkiem przyrostu objetosci specznialej
skaly do jej objetosci pierwotnej lub
stosunkiem przyrostu wysokosci specznialej
skaly do jej wysokosci pierwotnej
Vk  V0
100%
V0
h  h0
Ph  k
100%
h0
Pv 
Gdzie:
Pv-wspołczynnik pecznienia okreslany w
warunkach nieograniczonego pecznienia
probki, %;
Ph —
wspolczynnik pecznienia okreslany w
warunkach ograniczonego pęcznienia probki,
%;
Vk, hk- objętość, wysokość próbki po
spęcznieniu
V0, h0- objętość, wysokość początkowa próbki
10. Mechaniczne wlasnosci skal
Mechaniczne wtasnosci skat charakteryzują
zachowanie się skat pod wplywem
oddzialywania mechanicznych obciazen. W
zaieznosci od typu, kierunku, wartosci i czasu
dziatania obciązenia powstaja. roznorodne
zwiazki między napręzeniami i
odkształceniami w skatach.
Na podstawie charakteru tych związkow
wyrozniamy:
-wtasnosci spręzyste skał — charakteryzujące
zaleznosc między napręzeniami i
odkształceniami spręzystymi (odwracalnymi);
-wlasnosci wytrzymatosciowe skat —
charakteryzujace zaieznosc miedzy
napręzeniami i odksztalceniami niszczącymi
(nieodwracalnymi);
-wlasnosci plastyczne skał —
charakteryzujace zaieznosc miedzy naprezeniami i odkształceniami nieodwracalnymi
zachodzacymi bez naruszenia ciaglosci skaly;
-wlasnosci reologiczne skał—
charakteryzujace zmiane podanych wyzej
wtasnosci przy długotrwałym oddziatywaniu
obciazen.
Sprężyste własnosci skał
Wlasnosci spręzyste skał ilosciowo okreslone
są modulami spręzystosci czyli
wspotczynnikami proporcjonalnosci między
okreslonymi napręzeniami i odpowiadającymi
im odksztatceniami spręzystymi. Wyrozniamy
następujące moduły spręzystosci:
-modul spręzystosci podłiznej, E
-liczby Poissona, v
-modul sprezystosci postaciowej, G;
-modul sprezystosci objetosciowej, K;
-modul jednostronnego sciskania, M.
Modul sprezystosci podluznej (modul Younga)
E — jest to wspolczynnik proporcjonalnosci
miedzy wielkoscia. naprezen nonnalnych
(sciskajacych lub rozciagajacych) a, a
odksztalceniem wzglednym e występującym
wzdhiz osi probki
  E *
:Modul spręzystosci podłuznej jest jednym z
podstawowych parametrow spręzystych skat.
Nie ma on wartosci statej, bowiem
wartoscjego zmienia się w zaleznosci od
obciazenia
Liczba Poissona v –jest to współ.
Proporcjonalności między względnymi
odkształceniami poprzecznymi, oraz
względnymo odkształceniami wzdłużnymi:
d
l

d
l
Modul spręzystosci postaciowej (modul
Kirchhoffa), G — jest to wspolczynnik
proporcjonalnosci między wielkoscią napręzen

stycznych
(scinajacych) i
odpowiadajacym im odksztalceniom
postaciowym
charakteryzujacym zmianę
kształtu ciała:

  G *
Modul spręzystosci objętosciowej, K—jest to
wspolczynnik proporcjonalnosci miedzy
naprezeniami sciskajacymi
i wzgledna.
zmiana. objetosci
 V/V.

 K*
V
V
Wytrzymałościowe wlasności skal
WIasnosci wytrzymalosciowe okreslane są
doraznymi wytrzymalosciami skał
występujacymi przy okreslonych
napręzeniach.
Wyrozniamy dorazną wytrzymalosc skal na:
sciskanie Rc, rozciąganie Rr, ścinanie Rt,
zginanie Rg, itd.
Wytrzymalosc dorazna na sciskanie Rc jest to
stosunek największej krytycznej sily
sciskajacej F, niszczacej probkę do pola
powierzchni jej poczatkowego przekroju
poprzecznego:
Rc 
F
S
N/m2
Dla okreslenia wartosci Re uzywa si^ probek
skalnych o ksztattach kostek szesciennych lub
walcow o okreslonej smuklosci hid = 1, d ==
40 — 50 mm
Wytrzymalość doraźna na scinanie Rt —Przy
czystym scinaniu wytrzymalosc dorazna na
scinanie Rt definiowana jest jako stosunek
krytycznej sity F do pola powierzchni sciecia
S. Rt=F/S. Na ogol wytrzymalosc na scinanie
przedstawiona jest za pomoca. dwoch
parametrow spojnosci i kąta tarcia
wewnetrznego
Wytrzymałość dorażna na rozciąganie Rr –jest
to stosunek najw, siły rozciągającej F, przy
której próbka ulega zniszczeniu do pola
powieerzchni jej poczatkowego przekroju
poprzecznego: Rr=F/S N/m2
Wytrzymalosc dorazna na zginanie Rg —jest
to krytyczna wartosc naprezenia, przy ktorym
probka skalna poddana obciazeniu
zgmającemu ulega zniszczeniu. Dia probki w
ksztalcie beleczki o przekroju prostokatnym
swobodnie podpartej na koncach, a
obciazonej jedna. silą skupiona. w srodku
długosci probki, dorazna wytrzymalosc na
zginanie oblicza sie za pomocą wzoru:
Rg 
Mg 3F * l

Wx 2b * h 2
N/m2
gdzie:
F—sila lamiaąca beleczkę, N;
l— odstęp podpor beleczki, m;
b — szerokosc przekroju
poprzecznegobeleczki, m;
h —wysokosc tego przekroju, m;
Mg — moment zginajacy odpowiadajacy sile
niszczacej, N-m;
Wx — wskaznik wytrzymalosci przekroju na
zginanie, m3.
Orientacyjne zaieznosci miedzy
wytrzymaloscią na sciskanie a innymi są
nastepujace:
Rc>Rt>Rg>Rr i zawarte w granicach:
;
1
1
Rr 
20

80
Rc
;
1 1
Rt   Rc
5 15
1 1
 Rc
5 15
Właściwości mechaniczne ośrodka
gruntowego – ściśliwość i wytrzymałość na
ścinanie
Scisliwosc gruntow
Scisliwosc gruntu jest to zdolnosc gruntu do
zmniejszania swej objetosci pod wpfywem
obciazenia. Miara. scisliwosci są moduły
Rg 
scisliwosci.Edometryczny modul scisliwosci
pierwotnej Mo —jest to stosunek przyrostu
efektywnego naprezenia normalnego

do przyrostu calkowitego odksztalcenia
wzglednego

mierzonego w kierunku
dzialania sily obciazającej w jednoosiowym
(edometrycznym) stanie odksztalcen w
warunkach umownej konsolidacji gruntu:
Mo 



 — przyrost naprezenia normalnego
probki gruntu (cr; - CT, _ i), N/m2;
 — odksztalcenie wzgle^dne probki

gruntu ;hi — wysokosc probki po zwiekszeniu
obciazenia, m;
hi-1 — wysokosc probki w edometrze przed
zwiekszeniem obciazenia, m
i — numer zakresu obciazenia;
Edometryczny modul scisliwosci wtornej M
— jest to stosunek przyrostu efektywnego
naprezenia normalnego 
do przyrostu

sprezystego (odwracalnego) odksztalcenia
wzglednego
mierzonego w kierunku działania siły

obciazajacej w jednoosiowym
(edometrycznym) stanie odksztatcen
Edometryczny modul odprezenia M jest to
stosunek zmniejszenia efektywnego
naprezenia normalnego  do
jednostkowego przyrostu wysokosci próbki
Moduł ten odczytuje sie z tej czesci krzywej
scisliwosci, ktora odpowiada odciazeniu
próbki.
Aby sporządzic wykres e = f(a) nalezy
przeliczyc wysokosc probki hi na wskaznik
porowatosci wg wzoru:

ei  e0 
ho  hi
(1  eo )
ho
Gdzie:

ei -— wskaznik porowatosci gruntu przy
wysokosci probki hi pod obciazeniem
eo — wskaznik porowatosci gruntu przed
obciazaniem;
ho — poczatkowa wysokosc probki, mm;
hii — wysokosc probki skonsolidowanej pod
obciqzeniem
mm.

Wytrzymałość gruntów na scinanie
Wytrzymałością gruntów na ścinanie
nazywamy opór jaki stawia grunt naprężeniom
ścinającym, po pokonaniu którego następuje
poślizg pewnej części ośrodka w stosunku do
pozostałej. Dla skał spoistych oraz sypkich
zawilgoconych zależność między
wytrzymałością na ścinanie, tarciem
wewnętrznym i spójnością określa równanie
Coulomba:
τ=σntgφ + c
τ – naprężenie ścinające w płaszczyźnie
ścinania, Pa
σn - naprężenie normalne, Pa
tg φ - współczynnik tarcia wewnętrznego;
φ - kat tarcia wewnetrznego.
c – spójność, Pa dla skał sypkich
wysuszonych c = 0
W gruntach sypkich siłom scinajacym
przeciwdziała opór tarcia wewnetrznego, który
powstaje w czasie przesuwu ziam gruntu
wzgledem siebie w płaszczyźnie poślizgu oraz
na skutek obrotu ziarn gruntu względem ziarn
sąsiednich. W gruntach spoistych
naprężeniom ścinającym przeciwdziała opór
tarcia wewnętrznego, spójność rzeczywista
zwana kohezją.
Spojnosc, czyli kohezja, jest to opor gruntu
stawiany sitom zewnetrznym, a wywołany
wzajemnym przyciąganiem cząstek
składowych gruntu. Spowodowana jest ona
ścisłym wzajemnym przyleganiem ziarn i
czastek gruntu, czesciowym ich zlepieniem
przez czastki koloidalne oraz napieciem
blonek wody otaczajacej ziama mineralne
Oznaczanie wartosci φ i c w warunkach
laboratoryjnych należy przeprowadzić zgodnie
z przewidywanym sposobem obciazania
podloza gruntowego pod projektowaną
budowle
Dla budowli, dla których obciążenie użytkowe
wynosić będzie:
- ponad 70 % obciążenia całkowitego
- 30 - 70 % obciążenia całkowitego —
ścinanie próbek należy wykonać po y
konsolidacji ale bez odpływu wody z porów ;
mniej niż 30% obciążenia całkowitego
Mechanizm zniszczenia skaly kruchej
|l — Stadium nieliniowego odksztalcania sie
skaly.
W stadium tym pod wplywem dzialania
naprezenia (01 - 03) nastepuje zamykanie sie
mikroszczelin i mikroporow czyli wzrost
gestosci skaly, a wiec jej kompakcja. Objetosc
probki maleje, a odksztalceniejest tyiko
czesciowo odwracalne. Krzywa odksztalcen
podluznych wygietajest zwykle w kierunku L
osi e. Przy czym im skalajest bardziej zbita,
tym krzywizna tajest mniejsza. | Odksztalcenia
poprzeczne stopniowo wzrastaja, a wartosci
modulu sprezy-tstosci i wspolczynnika
Poissona zwiekszaja^ sie. W warunkach
dzialania Snienia hydrostatycznego a\ = a-i =
03 o wartosci kilkudziesieciu igapaskali,
stadium I nie wystepuje, a krzywe naprezenie
— odksztalcenie Eyjmuja. od samego
poczatku postac prostych.
Stadium liniowego odksztalcania sie skaly
odpowiadajace sprezystemu 3dksztalcaniu sie
mineramego szkieletu.
Przyrosty odksztalcen sa. proporcjonalne do
przyrostow naprezen. Stosunek poprzecznego
i podhiznego odksztalcenia jest staly. Moduly
sprezystosci iwartosci stale. Skala zachowuje
siejak cialo sprezyste zgodnie z liniowa.
znoscia. naprezenie-odksztalcenie.
Stadium liniowosci odksztalcen podhiznych Cz
oraz nieliniowosci tsztalcen poprzecznych Exy
i objetosciowych £»,.
-idium tym zostaje zapoczatkowany proces
niszczenia skaly. Rozpoczyna ae propagacja
mikroszczelin pierwotnych, istniejacych w
skale. Towarzyszy Najwygodniejsza, metody
badania Rr jest metoda poprzecznego
sciskania Metoda ta polega na obciazaniu
probki skalnej w kszwzdhiz tworzacej walea
lub wzdhiz podhiznej kraw^dzi
prostopadloscianu.;——.-wartosc pd mozna
obliczyc poshiguja^c sie gestQScia.
obje^tosciowa150+230)K ze skały ustępuje
woda wolna tj. kalama i grawitacyjna; przy
dalszym ogrzewaniu od (150 + 230')° K do
(400+230) K odparowuje woda mocno
zwiazana przez wolne jony w miejscach
uszkodzeń siatki krystalicznej oraz u
wierzcholkow i bokow krysztalow czastek
skalnych. Dopiero przy temperaturze
11. Akustyczne własności skał
Ze względu na częstotliwość fale
sprężyste dzieli się na: — fale infradźwiękowe
(poddźwiękowe) o częstotliwości do 16 Hz; —
fale dźwiękowe (akustyczne) o częstotliwości
od 16 Hz do 20 kHz; — fale ultradźwiękowe
(naddźwiękowe) o częstotliwości od 20 kHz do
l GHz;
— fale hiperdźwiękowe (hiperakustyczne)
o częstotliwości ponad l GHz
W zależności od sposobu rozchodzenia
się fal sprężystych wyróżnia się falę podłużną,
poprzeczną i powierzchniową.
Fala podłużna—występuje wtedy, gdy cząstki
ośrodka drgają równolegle do kierunku
rozchodzenia się fali.
Fala poprzeczna— występuje wtedy, gdy
cząstki ośrodka drgają prostopadle do
kierunku rozchodzenia się fali.
Fala powierzchniowa Gdy ośrodek stały
zostanie ograniczony powierzchnią swobodną,
wówczas wzdłuż tej powierzchni rozchodzi się
fala, w której cząsteczki ośrodka wykonują
ruch po elipsoidalnej trajektorii, a więc
zarówno wzdłuż i w poprzek kierunku
rozchodzenia się fali. Dwa najprostsze typy fal
powierzchniowych to: — fale Rayleigha — w
czasie przebiegu których cząsteczki ośrodka
poruszają się po elipsach położonych w
płaszczyźnie pionowej, równoległej do
kierunku ruchu); — fale Love'a, w czasie
propagacji których cząsteczki drgająw
płaszczyźnie poziomej, prostopadłej do
kierunku rozchodzenia się fali
Warunki rozchodzenia się fal sprężystych
w skałach charakteryzuj ą parametry
akustyczne skał, do których zaliczamy:
prędkość rozchodzenia się fali, akustyczną
oporność falową, współczynniki odbicia,
załamania, współczynnik tłumienia
Prędkość fal sprężystych — jest to
szybkość rozchodzenia się zmiennych
(znakowo) naprężeń lub odkształceń w
skałach.
Prędkość rozchodzenia się fal
sprężystych w nieograniczonym, absolutnie
sprężystym, izotropowym ośrodku można
określić ze wzorów uzyskanych z teorii
sprężystości i ruchu falowego w ośrodku
ciągłym. Prędkość rozchodzenia się fali
sprężystej zależy od gęstości ośrodka/o,
modułu sprężystości podłużnej E oraz liczby
Poissona v lub innych parametrów
sprężystych. Prędkość rozchodzenia się fali
podłużnej ^p wynosi:
p 
E 1  
 1   1  2 
gdzie:
E — moduł sprężystości podłużnej, Pa;
P — gęstość objętościowa ośrodka, kg/m3;
v — liczba Poissona.
Prędkość rozchodzenia się fali
poprzecznej  wynosi:
s
s 
E
2  1   
Prędkość rozchodzenia się fali
powierzchniowej  wynosi:
R
R 
0,87  1,12
E

1 
2  1   
Znając wartości prędkości fal podłużnych i
poprzecznych można określić stałe sprężyste
badanego ośrodka.
Moduł sprężystości podłużnej:
E     p2 
1   1  2 
1 
Moduł sprężystości postaciowej:
G
E
21   
Moduł sprężystości objętościowej:
K
E
31  2 
Moduł jednostronnego ściskania:
M
E 1  
1  1  2 
Wyznaczone w ten sposób wartości —
wykorzystujące prędkości fal sprężystych —
noszą nazwę modułów dynamicznych w
odróżnieniu od parametrów sprężystych
statycznych wyznaczonych metodami
laboratoryjnymi na próbkach skalnych poprzez
statyczne obciążanie.
Współczynnik anizotropii prędkości, który jest
określony następującym wzorem:
k 
 pII
 p
Cw 
gdzie:
 pII , p  - prędkość rozchodzenia się
fali podłużnej w kierunku równoległym i
prostopadłym do uwarstwienia.
Akustyczna oporność falowa z —
charakteryzuje opór skały przy rozchodzeniu
się fali sprężystej. Liczbowo równa jest
iloczynowi gęstości skały p i prędkości fali
podłużnej
2
 p z    p , [kg / m  s ]
Współczynnik odbicia Ko — jest to
stosunek energii fali odbitej Wo do energii fali
padającej Wp. Przy normalnym (prostopadłym)
padaniu fali na powierzchnię graniczną,
współczynnik odbicia wyraża się wzorem:
z z 
W
K o  o   1 2 
W p  z1  z 2 
2
gdzie:
z1 — oporność falowa ośrodka od którego fala
się odbija;
z2 — oporność falowa ośrodka w którym
rozchodzi się fala padająca i fala odbita od
powierzchni granicznej.
Współczynnik załamania n — jest to
współczynnik charakteryzujący zmianę
kierunku fali sprężystej przy przejściu z
jednego ośrodka do drugiego, ilościowo równy
stosunkowi sinusa kąta padania do sinusa
kąta załamania:
n
2 z1
z1  z 2
Współczynnik tłumienia  —jest to
współczynnik charakteryzujący stopień
zmniejszenia amplitudy drgań sprężystych na
jednostkę długości drogi:

ln
Uo
U , [m 1 ]
x
Maksymalne tłumienie fal sprężystych
obserwuje się w gazach, mniejsze w
cieczach, a minimalne w ciałach stałych.
Ośrodek skalny będąc mało sprężystym,
niejednorodnym, porowatym tłumi fale silniej
niż ciecz. Dlatego współczynnik tłumienia fali
w skałach porowatych w miarę nasycenia ich
wodą zmniejsza się.
12. Termiczne własności skał
Procesy fizyczne związane z przewodzeniem i
pochłanianiem ciepła oraz jego
oddziaływaniem na ośrodek skalny
charakteryzowane są, własnościami
termicznymi skał.
Ogólnie przepływ energii cieplnej w ośrodku
skalnym odbywa się na drodze:
- kondukcji (przewodnictwa cieplnego;
- konwekcji (unoszenia);
radiacji (promieniowania).
Przewodność cieplna skał
Przekazywanie
ciepła
w
ciałach
jednorodnych odbywa się na drodze zmiany
energii
kinetycznej
przy
zderzeniach
elektronów lub stopniowego przekazywania
drgań siatki krystalicznej od jednej części do
drugiej.
Pierwszy typ przewodności nosi nazwę
elektronowej i jest charakterystyczny dla
metali i półprzewodników.
Drugi typ można identyfikować zasadniczo z
drganiami części siatki krystalicznej. Fonony
to kwanty pola drgań siatki krystalicznej.
Każdy fonon podobny jest do fotonu, posiada
więc energię równą h.f, gdzie:
h — stała Plancka (h = 6,62607.10-34 J.s),
f— częstotliwość drgań cieplnych, Hz.
W skałach występuje więc przewodność
fononowa.
Współczynnik przewodzenia ciepła 
równy jest ilości ciepła Q, przechodzącego w
jednostce czasu  przez jednostkę przekroju
poprzecznego S, przy gradiencie temperatur
równym jednostce w przypadku stacjonarnego
strumienia ciepła (dT/d = O):

Q L
W 
S  T1  T2   m  K 
gdzie:
Q — ilość ciepła przechodzącego przez
próbkę, J;
L — droga przepływu ciepła (długość próbki),
m;
T1, T2 — temperatury na skrajnych
powierzchniach próbki. K;
 — czas przepływu ciepła, s;
S — powierzchnia przekroju poprzecznego
próbki, m2.
Odwrotnością współczynnika
przewodzenia ciepła jest cieplna oporność
właściwa ,:
 
1

Stosunek cieplnej oporności właściwej
mierzonej prostopadle do uwarstwienia  i do
oporności mierzonej równolegle do
uwarstwienia II, charakteryzuje zjawisko
anizotropii cieplnej. Współczynnik anizotropii
cieplnej określa się zależnością:
k 

1
 ii
Pojemność cieplna skał
Cieplna pojemność właściwa Cw równa
jest ilości ciepła Q potrzebnego do
podwyższenia temperatury jednostki masy
skały o jeden stopień:
 J 


 kg  K 
Q
m  T
Pojemność cieplna objętościowa Cv jest
liczbowo równa ilości ciepła Q koniecznego do
zmiany temperatury jednostki objętości skały o
jeden, stopień.
Cv 
Q
V  T
 J 
 m3  K 


Między pojemnością cieplną objętościową
Cv i właściwą Cw istnieje następująca
zależność:
Cv = Cw . 
gdzie:
p — gęstość objętościowa skały, kg/m 3.
Przewodność temperaturowa skał
Współczynnik przewodzenia
temperatury a — charakteryzuje prędkość
rozchodzenia się temperatury w skale i równy
jest stosunkowi przewodzenia ciepła  do
iloczynu właściwej pojemności cieplnej Cw i
gęstości objętościowej skaty  :
a



C w   Cv
m2 
 
 s 
Rozszerzalność cieplna skał
Związek między przyrostem temperatury
próbki skalnej, a zmianą jej wymiarów
początkowych charaktery żuj ą współczynniki
cieplnej
rozszerzalności
liniowej
i
objętościowej.
Współczynnik cieplnej rozszerzalności
liniowej  — charakteryzuje zdolność skały
do zmiany swoich wymiarów liniowych
podczas przyrostu temperatury:

L
1
'
L  T  K 
gdzie:
L —początkowa długość nieobciążonej próbki
skalnej, mm;
L — przyrost wymiarów liniowych próbki
skalnej, mm;
T— przyrost temperatury w wybranym
zakresie temperatur, K.
Współczynnik cieplnej rozszerzalności
objętościowej  — charakteryzuje zdolność
skały do zmiany swej objętości podczas
przyrostu temperatury:

V
1
,  
V  T
K 
Naprężenia termiczne T są to naprężenia
pojawiające się w skale w wyniku
nierównomiernego ogrzewania
poszczególnych ziaren mineralnych skały.
L
  T    T
L
Przy uwzględnieniu tylko rozszerzalności
liniowej:
 T  E    T ,
N / m 
Przy
uwzględnieniu
objętościowej:
 T  K    T 
2
rozszerzalności
E    T
,
1  2
N / m 
2
gdzie:
K— moduł sprężystości objętościowej, Pa;
v — liczba Poissona.
Zmiany
temperatury
z
głębokością
zalegania skał
Stopień geotermiczny Sg- jest to liczba
metrów, przy której temperatura wzrasta o 1°C
względnie l K.
H
m
Sg 
,  
T
K 
gdzie:
H— przyrost głębokości, m;
T— przyrost temperatury o 1°.
Wartość stopnia geotermicznego waha się
lokalnie między 5 i 100 m. Dla Europy
zachodniej i środkowej, przeciętny stopień
geotermiczny wynosi 33 m.
Gradient geotermiczny Gg —jest to liczba
stopni, o jaką temperatura wzrasta na l m
głębokości:
Gg 
T
,
H
K 
 m 
Temperaturę panującą na danej głębokości
określa się według wzoru:
T = To + Gg(H-Ho)
gdzie:
T— temperatura panująca na głębokości H;
To — temperatura warstwy neutralnej na Ho =
20 m, równa średniej rocznej temperaturze
powierzchni Ziemi;
H— rozpatrywana głębokość;
Ho — głębokość warstwy neutralnej.
Dla skał niejednorodnych przebieg zmiany
temperatury z głębokością nie ma jednak
charakteru prostoliniowego, dlatego można go
wyrazić za pomocą zależności:
T = To + a(H-Ho)b
gdzie:
a, b -parametry zależne od zmiany gradientu z
głębokością.