caracteristicile fizice si mecanice ale rocilor

32
Caracteristicile fizice şi mecanice ale rocilor Rocile din scoarţa terestră se găsesc în următoarele stări fizice: 1) Starea solidă (coezivă şi necoezivă). 2) Starea lichidă (rocile curgătoare). Stările fizice ale rocilor sunt caracterizate prin parametrii de stare indicaţi în continuare. 1. Greutatea specifică şi greutatea specifică aparentă Greutatea specifică γ într-un punct al unui corp se defineşte ca limita către care tinde greutatea specifică medie a volumului care conţine punctul considerat, când acest volum devine mic faţă de dimensiunile corpului, dar rămâne mare faţă de volumul elementului de structură al corpului: γ=lim γ m =G/F Greutatea specifică medie γ m a unui corp : γ m =G/V; G = greutatea corpului considerat; V = volumul acelui corp. În mecanica rocilor se foloseşte ca mărime de uz tehnic pentru roci în stare solidă greutatea specifică sau greutatea unitară absolută γ definită ca raportul dintre G şi volumul real (fără pori şi goluri de orice fel) al rocii, în gf/cm 3 , în N/m 3 (în sistemul MKS), în dyn/cm 3 (în sistemul CGS) şi în kgf/m 3 (în sistemul MKfS). Tabelul 1. Greutăţile specifice ale unor minerale şi roci M [tf/m 3 ] Roca [tf/m 3 ] Cuarţ, feldspat 2,5 - 2,8 Nisip 2,60 - 2,65 Calcspat 2,6 - 2,8 Lui, argilă 2,70 - 2,90 Lut sau praf cu materii Mică 2,8 - 3,2 organice 2,40 - 2,50 Oxid de fier 2,8 - 3,2 Turbă 1,50 - 1,80 Rocă cu mineral greu 3,10 Greutatea specifică aparentă (tabelul 1) sau greutatea volumetrică: γ=G/V a G - greutatea corpului poros; V a = volumul aparent (inclusiv volumul porilor şi golurilor interioare). Greutatea specifică aparentă (tabelul 2) variază ca şi densitatea în funcţie de gradul de porozitate şi de adâncimea la care se află roca în scoarţa terestră. Tabelul 2. Greutăţile specifice aparente medii ale unor roci Roca [tf/m 3 ] Roca [tf/m 3 ] Andezit 2,60 Gresie compactă 2,65 Bazalt 2,85 Tuf dacitic 1,86 Dacit 2,50 Pământ de umplutură afinat 1,40 Gabrou 2,95 Pământ de umplutură îndesat 1,70 Granit 2,65 Pământ vegetal afinat 1,55 Porfir 2,60 Pământ vegetal compact 1,75 Sienit 2,70 Pământ bătut 2,10 Trahit 2,60 Argilă prăfoasă umedă 1,75 Cuarţit 2,60 Argilă prăfoasă naturală 1,60 Gnais 2,60 Nisip fin uscat 1,35 Marmură 2,75 Nisip fin umed 1,50 Şist argilos 2,50 Nisip mărunt uscat 1,45 Şist calcaros 2,70 Nisip mărunt umed 1,60 Serpentin 2,65 Pietriş uscat 1,90 Calcar compact 2,65 Pietriş umed 2,00 Dolomit 2,55 Gips 2,25 Marnă argiloasă 1,75 Marnă 2,25 Gresie obişnuită 2,15

Upload: sammybej

Post on 25-Nov-2015

550 views

Category:

Documents


26 download

DESCRIPTION

Informatii depre comportarea rocilor si proprietatile lor mecanice

TRANSCRIPT

  • Caracteristicile fizice i mecanice ale rocilor

    Rocile din scoara terestr se gsesc n urmtoarele stri fizice:

    1) Starea solid (coeziv i necoeziv).

    2) Starea lichid (rocile curgtoare).

    Strile fizice ale rocilor sunt caracterizate prin parametrii de stare indicai n continuare.

    1. Greutatea specific i greutatea specific aparent

    Greutatea specific ntr-un punct al unui corp se definete ca limita ctre care tinde greutatea

    specific medie a volumului care conine punctul considerat, cnd acest volum devine mic fa de

    dimensiunile corpului, dar rmne mare fa de volumul elementului de structur al corpului:

    =lim m=G/F

    Greutatea specific medie m a unui corp :

    m=G/V;

    G = greutatea corpului considerat;

    V = volumul acelui corp.

    n mecanica rocilor se folosete ca mrime de uz tehnic pentru roci n stare solid greutatea

    specific sau greutatea unitar absolut definit ca raportul dintre G i volumul real (fr pori i goluri de

    orice fel) al rocii, n gf/cm3, n N/m

    3 (n sistemul MKS), n dyn/cm

    3 (n sistemul CGS) i n kgf/m

    3 (n

    sistemul MKfS).

    Tabelul 1. Greutile specifice ale unor minerale i roci

    M [tf/m3] Roca [tf/m

    3]

    Cuar, feldspat 2,5 - 2,8 Nisip 2,60 - 2,65

    Calcspat 2,6 - 2,8 Lui, argil 2,70 - 2,90

    Lut sau praf cu materii Mic 2,8 - 3,2 organice 2,40 - 2,50 Oxid de fier 2,8 - 3,2 Turb 1,50 - 1,80 Roc cu mineral greu 3,10

    Greutatea specific aparent (tabelul 1) sau greutatea volumetric:

    =G/Va

    G - greutatea corpului poros;

    Va = volumul aparent (inclusiv volumul porilor i golurilor interioare).

    Greutatea specific aparent (tabelul 2) variaz ca i densitatea n funcie de gradul de porozitate

    i de adncimea la care se afl roca n scoara terestr.

    Tabelul 2. Greutile specifice aparente medii ale unor roci

    Roca [tf/m3] Roca [tf/m

    3]

    Andezit 2,60 Gresie compact 2,65 Bazalt 2,85 Tuf dacitic 1,86 Dacit 2,50 Pmnt de umplutur afinat 1,40 Gabrou 2,95 Pmnt de umplutur ndesat 1,70 Granit 2,65 Pmnt vegetal afinat 1,55 Porfir 2,60 Pmnt vegetal compact 1,75 Sienit 2,70 Pmnt btut 2,10 Trahit 2,60 Argil prfoas umed 1,75 Cuarit 2,60 Argil prfoas natural 1,60 Gnais 2,60 Nisip fin uscat 1,35 Marmur 2,75 Nisip fin umed 1,50 ist argilos 2,50 Nisip mrunt uscat 1,45 ist calcaros 2,70 Nisip mrunt umed 1,60 Serpentin 2,65 Pietri uscat 1,90 Calcar compact 2,65 Pietri umed 2,00 Dolomit 2,55 Gips 2,25 Marn argiloas 1,75 Marn 2,25 Gresie obinuit 2,15

  • n cazul rocilor mobile (neconsolidate, necimentate) alctuite din particule cu dimensiuni sub 2 mm, se determin cu relaia:

    G1 = greutatea tanei [gf; kgf];

    G = greutatea tanei i a materialului [gf; kgf];

    V = volumul tanei [cm3; m

    3].

    2. Densitatea sau masa specific ntr-un punct al unui corp solid este definit ca limita ctre care tinde densitatea medie (masa

    specific medie) a volumului care conine punctul considerat, cnd acel volum devine mai mic fa de

    dimensiunile corpului dar, rmne mare fa de volumul elementului de structur al corpului:

    Corpurile omogene din punct de vedere al distribuiei maselor au densitatea egal cu densitatea medie:

    Ca uniti de msur a densitii (masei specifice) se folosete: kg/m

    3 (n sistemul MKS) i g/cm

    3 (n

    sistemul CGS).

    Densitatea relativ sau masa specific relativ r se exprim printr-un numr fr dimeniuni,

    reprezentnd raportul dintre masa acelui corp i masa unui volum egal dintr-un corp de referin care se

    afl ntr-o stare dat. Densitatea corpurilor variaz n funcie de temperatur i de porozitate.

    Densitatea corpurilor n funcie de temperatur:

    t = densitatea corpului la 0C ;

    t =coeficientul mediu de dilataie volumetric .

    t = temperatura

    STAS 995-72 recomand pentru densitate simbolul De n loc de , pentru a nu se confunda cu

    simbolurile pentru rezistivitate i D pentru constanta de difuziune.

    3. Porozitatea

    Porozitatea sau volumul porilor n [%] se definete prin raportul dintre volumul total al golurilor (pori,

    fisuri, caverne etc.) Vp i volumul total al probei de roc Vt:

    u - greutatea specific aparent a rocii n stare uscat;

    W - umiditatea rocii n stare natural (umed ns nu saturat);

    Porozitatea (tabelele 3 i 4) poate fi deschis, cnd porii n form de canale capilare din roci, sau n

    form de caverne, fisuri sau crpturi etc., comunic ntre ei i nchis, n cazul cnd nu comunic.

    Curba structural caracterizeaz porozitatea unei roci i exprim raportul dintre volumul total al

    porilor VP i raza porilor r.

    Porozitatea rocilor neconsolidate prin cimentare este determinat de volumul intervalelor dintre

    granulele componente ale acestor roci i are un caracter diferit de cel al rocilor consolidate.

  • Tabelul 3. Porozitatea (volumul porilor) la unele roci sedimentare i eruptive Roca n [%] Roca n [%]

    Argil depus recent 90-70 Nisip cu bob uniform 50-25 Argil moale 70-50 Nisip cu bob neuniform 30-15 Argil vrtoas 5030 Nisip fin (0,3 mm) 42 Argil tare 30-15 Nisip mrunt (mijlociu 1 mm) 40 Argil istoas 15-5 Nisip mare (2 mm) 36 ist argilos 5-0,5 Prundi fin (4 mm) 36 Nmol i turb 9070 Prundi mijlociu (7 mm) 37 Loess 60-4 0 Gresie (n funcie de ciment) 5,28 Lut calcaros 40-25 Marmur 0,8-1,13 Lut fin 34 Calcar (n funcie de compactitate) 0,5- 13,5 Lut comun 31 Bazalt 0,28-2,75 Sol lutos 50 Granit 0,2- 0,56 Sol argilos srac in humus 48 Porfir 0,49- 0,55

    Tabelul 4. Porozitatea n (volumul porilor) la unele roci mobile (neconsolidate)

    Roca n [%] Roca

    n [%]

    Nisip cu pietri 20-40 Argil n stare tare 1835 Pietri 30-55 ist 5- 15 Nisip 20-45 ist argilos 5-8 Argil n stare curgtoare 70-100 Loess 40-60 Argil n stare moale 40-70 Lehm de loess (lut) 25-35 Argil n stare vscoas 3570 Lehm (lut) 20-35

    Indicele porilor sau cifra porilor este definit ca raportul dintre volumul golurilor i volumul

    materialului solid cuprins ntr-un anumit volum de roc:

    Acest indice are o mare importan la calculul tasrilor. Se deosebesc urmtoarele

    cazuri:

    1) Cnd 1 sunt necesare compactri artificiale pentru a le putea folosi ca

    terenuri de fundaie.

    Gradul de ndesare D al unei roci neconsolidate sau pmnt necoeziv:

    Capacitatea de ndesare C este definit ca o proprietate a pmnturilor de a-i micora volumul

    prin gruparea particulelor solide i micorarea volumului porilor:

    Rocile neconsolidate (mobile) pot fi:

    1) Afnate dac 0

  • Coeziunea este real dac dup uscarea complet a rocilor i pmnturilor, sau dup cufundarea lor n

    ap, fora de legtur nu dispare, iar n cazul n care dispare, coeziunea se numete aparent. Unitile de

    msur a coeziunii sunt ale unei tensiuni, adic kgf/cm2, tf/m

    2 i N/m

    2. Pentru rocile care au coeziune mic,

    valoarea coeziunii se determin prin probe de laborator, folosind aparate speciale de forfecare. aplicnd

    metoda de rupere prin comprimare, cu deformarea lateral liber a unor probe cilindrice, sau prin metode

    de comprimare n stabilometru, ntr-un aparat triaxial sau prin metoda grafic (Coulomb). Coeziunea real

    a pmntului ncercat, pentru gradul respectiv de ndesare i efortul de compresiune iniial, se noteaz cu

    c, iar coeziunea determinat grafic se noteaz cu c1. Intruct n practic se lucreaz cu eforturi de

    compresiune >1kgf/cm2 rezult ntotdeauna c c1 >c. Diferena se explic prin faptul c la coeziunea

    real se mai adaug o parte care depinde de sarcina de ndesare respectiv.

    Fig. 1. Schema principal a determinrii coeziunii prin metoda de rupere prin comprimare, deformarea

    lateral fiind liber.

    O a doua metod de determinare a coeziunii prin comprimare cu deformare lateral liber const din

    msurarea unghiului de rupere , a unei probe cilindrice tiat din pmnt coeziv (fig. 1) i supus la un

    efort crescnd de compresiune.

    Raportul dintre nlimea h i diametrul d al probei trebuie s fie h/d 2.

    Relaia de determinare a coeziunii:

    C = efortul de rupere la compresiune a probei [kgf/cm2].

    Pentru rocile pmntoase, la care se determin prin ncercri rezistena de rupere la compresiune

    (Rc=c) i la traciune (Rt=t), valoarea coeziunii c se determin cu relaia stabilit de Winkler:

    sau cu metoda Mohr (cercul de eforturi); fig. 2.

    Fig. 2. Determinarea grafic a valorii coeziunii c i unghiului de frecare interioar ale unei roci pmntoase n funcie

    de rezistena de rupere Ia compresiune c i la traciune t, dup: a. R. Winkler; b. O. Mohr.

  • La rocile eruptive, sedimentare i metamorfice coeziunea se determin valoric, direct prin

    ncercri pe epruvete supuse la traciune. n acest caz valoarea coeziunii de traciune ct este valoarea

    rezistenei de rupere la traciune.

    Unghiul de frecare interioar . Notnd cu efortul unitar de forfecare pentru o anumit roc

    i cu efortul unitar normal corespunztor, legtura dintre aceste dou mrimi se exprim cu relaia:

    f fiind numit coeficientul frecrii interioare. n general el se exprim i sub forma f=tg ; =arctg f este

    unghiul a crui tangent este egal cu coeficientul frecrii interioare:

    - rezistena de tiere (forfecare), [kgf/cm2];

    - presiunea de compresiune a probei.

    Rezistena la tiere i forfecare a rocilor i pmnturilor este definit de STAS 1917-73 ca valoare

    limit a rezistenei opuse unui efort de forfecare pentru care se produce ruperea prin alunecare.

    Rezistena la tiere pentru pmnturi coezive:

    c = coeziunea [kgf/cm2] ;

    = presiunea de compresiune a probei [kgf/cm2];

    = unghiul de frecare interioar [grade].

    Rezistena la tiere pentru pmnturi necoezive:

    Rezistenta la tiere pentru roci pmntoase n stare umed (fig. 3)

    Unghiul de taluz natural este unghiul maxim determinat de taluzul unei mase de roci neconsolidate

    cu planul orizontal. Rocile i pmnturile lipsite de coeziune au unghiul egal sau apropiat de unghiul de

    frecare interioar , n timp ce rocile i pmnturile coezive au unghiul taluzului natural mai mare ca

    unghiul de frecare interioar .

    Rezistena la tiere pentru roci pmntoase n stare uscat:

    Fig. 3. Variaia rezistenei la forfecare a unei roci pmntoase tulburate necoezive n funcie de solicitarea Ia compresiune dup K.

    Keil.

  • Gradul de afnare al unei roci Ka se definete ca raportul dintre volumul rocii n stare afnat i volumul

    aceleiai roci n stare netulburat:

    x reprezint creterea prin afnare a volumului iniial. Afnarea este mai pronunat la rocile tari i foarte

    tari. Procentul de afnare influeneaz valoarea greutii volumetrice ga a rocilor ceea ce are importan n

    rezolvarea anumitor probleme de transport.

    5. Umiditatea, higroscopicitatea, permeabilitatea i capilaritatea

    Umiditatea W este raportul, n procente, dintre greutatea apei care se afl n golurile rocii, i care

    poate fi ndeprtat prin nclzire la 105C i greutatea prii solide a acestora:

    Cnd apa din interiorul rocii umple complet golurile dintre particulele solide, roca se afl n stare

    natural.

    Umiditatea de saturaie

    Dac da = 1 gf/cm3 sau 1 tf/m

    3: Wsat = e/g respectiv e = Wsat g; da- este greutatea specific a

    apei.

    Gradul de umiditate S se definete ca raportul dintre umiditatea W a rocii n starea n care se

    determin gradul de umiditate i umiditatea aceleiai roci n stare saturat Wsat (cu aceeai porozitate, dar

    cu porii complet plini cu ap):

    Clasificarea rocilor dup gradul de umiditate:

    1) Uscate : 0 < S < 0,4. 3) Foarte umede : 0,8 < S < 1.

    2) Umede: 0,4

  • Tabelul 6. Coeficientul de permeabilitate k al unor roci

    Avnd semnificaia dimensional a unei viteze, coeficientul de permeabilitate reprezint debitul ce

    trece prin unitatea de suprafa normal curentului, cnd curgerea se datoreaz unui gradient hidraulic

    unitar, temperatura mediului fiind de 20C.

    Ecuaia de definiie n condiiile de valabilitate ale legii lui Darcy :

    V = cantitatea de ap care trece prin seciunea normal la curent;

    A = seciunea de curgere;

    t = timpul de curgere;

    i = h/l - gradientul hidraulic sau panta hidraulic a curgerii; h este diferena de nivel piezometric,

    iar l lungimea liniei de curent. Notnd cu v viteza de curgere a curentului, expresia lui k se poate scrie i

    sub forma:

    Folosind n locul gradientului hidraulic i, gradientul de presiune ip:

    p fiind diferena de presiune), rezult coeficientul de infiltraie kt:

    Relaia dintre cei doi gradieni i i ip:

    n medii permeabile, neconsolidate, viteza curentului poate avea la un moment dat o astfel de

    mrime, numit viteza critic, nct este posibil antrenarea unor particule solide, fenomen denumit

    sufozie.

    Viteza critic corespunde unui gradient critic icr:

    Valorile vitezei critice a curentului:

    0,15-0,20 m/s pentru nisipuri i pietriuri mrunte 0,30-0,70 m/s pentru pietriuri mari 1,00-1,20 m/s

    pentru pietriuri de orice mrime

    Ascensiunea capilar reprezint proprietatea pmnturilor de a permite circulaia ascensional a

    apei, datorit forelor capilare.

    Proprietatea este caracterizat de nlimea ascensiunii capilare, respectiv nlimea maxim, n cm,

    pn la care se poate ridica apa n pmnt datorit forelor capilare.

    Valorile ascensiunii capilare:

    0,10 - 0,50 m pentru nisip fin

    2,00 - 5,00 m pentru loess remaniat

    0,50 - 2,00 m pentru nisip cu praf

    5,00 -15,00 m pentru argil nisipoas

    15,00pentru argil

  • 6. Determinarea nsuirilor mecanice ale rocilor

    Tenacitatea rocilor, care se poate defini ca rezistena pe care o opune o roc la aciunea agenilor

    mecanici se studiaz prin:

    determinarea duritii;

    examinarea suprafeei de spargere;

    rezistena la rupere;

    determinarea coeficientului de nmuiere;

    rezistena la uzur;

    rezistena rocilor la eforturi mecanice.

    Duritatea rocilor reprezint rezistena pe care o opun rocile aciunii, mecanice de uzur (zgriere,

    roadere, comprimare lent, oc elastic) datorit unui factor extern. Aceast proprietate depinde de natura

    chimic i de structura cristalin a mineralelor componente, de coeziunea i frecarea interioar a

    particulelor.

    Metodele mai importante care s-au ocupat cu studiul duritii rocilor (tabelul 7):

    1) Metoda Mohs stabilete o coresponden relativ ntre un grup de minerale:

    Clasificarea mineralelor dup scara Mohs

    1. Talc 6. Ortoz

    2. Gips 7. Cuar 3. Calcit 8. Topaz 4. Fluorin 9. Corindon 5. Apatit 10. Diamant

    Ordinea n care sunt enumerate mineralele, arat c un mineral este mai dur dect toate mineralele

    aflate naintea lui, duritatea a dou minerale nefiind ns proporional cu numrul corespunztor.

    2) Metoda Vickers clasific mineralele pe baza msurrii suprafeei imprimate prin poansonare

    cu un vrf de diamant. Metoda pare mai raional, indicnd rapoarte relative diferite de cele ale

    scrii Mohs, mai apropiate de realitate.

    3) Metoda Rossiwal se bazeaz pe determinarea pierderilor din greutate, datorit aciunii de

    roadere din partea unui corp cu duritate mare (corindon).

    Tabelul 7. Rezultatele comune ale celor 3 metode

    Mineralul Duritatea Mineralul Duritatea

    Mohs Vickers Rossiwal Mohs Vickers Rossiwal

    Talc 2,4 0,03 Augit 5 6,5

    Gips 2 36 0,25 Feldspat 6 800 37 Sare gem 2 Peridot 6 - Calcit 3 110 Cucri 7 1 120 120 Marmur 3 Topaz S 1 400 175 Anhidrid 3 4,43 Corindon 9 2 000 Serpentin 3 Alumin 9 - 1 000 Fluorin 4 190 5 Diamant 10 10 000 14 000 Apatit 5 540 6,5

    Coeficientul de nmuiere este definit ca raportul dintre rezistena rocii la compresiune, traciune,

    forfecare etc., n stare umed, saturat cu ap Ra i aceeai rezisten n stare uscat Ru. De obicei acest

    coeficient se determin prin efectul de compresiune.

    Raportul Ra /Ru este n general egal sau mai mic dect 1, dup cum calitile rocii, sunt micorate sau

    nu prin nmuierea n ap, timp mai ndelungat.

  • Coeficientul reprezint diferena ntre rezistena la rupere n stare uscat rcu i rezistena la

    rupere n stare saturat rcs. Aceast diferen, raportat la rezistena de rupere n stare uscat, poart

    denumirea de coeficient de nmuiere. STAS 730-71 propune urmtoarea relaia de calcul pentru

    coeficientul de nmuiere:

    nmuierea rocii, depinde de porozitatea ei, de rezistena liantului de legtur i de compoziia

    mineralogic. Dup Hirschwald rocile utilizate n construciile hidrotehnice nu trebuie s aib un coeficient

    mai mic de 0,9. Terenul de fundaie trebuie s aib un coeficient de nmuiere =0,85.

    Rezistena de rupere la compresiune dup stri succesive de nghe- dezghe rci se determin prin

    ncercri efectuate pe cuburi saturate cu ap i supuse la 25 30 cicluri de nghe-dezghe timp de mai

    multe ore, fr s prezinte urme vizibile de degradare.

    Coeficientul de gelivitate f reprezint scderea rezistenei de rupere la compresiune, dup

    nghe-dezghe, fa de rezistena de rupere la compresiune n stare uscat (STAS 730-71):

    Fenomenul de nghe-dezghe are influen asupra rocilor fisurate sau cu porozitate mare.

    Rezistena la uzur depinde de duritatea mineralogic a elementelor constitutive ale rocii i de starea

    de agregare a acesteia i se definete ca rezistena pe care o opune o roc unui efort de presiune

    combinat cu o deplasare, efort datorat altui corp de aceeai natur sau de natur diferit. Aceast

    proprietate este important att pentru abatajul rocilor, ct i pentru clasificarea celor destinate

    construciilor de drumuri, pardoselilor etc.

    Rezistena la uzur se determin folosind diverse maini (Dorry, Bauschinger-Bohme-Weiss etc.).

    Determinarea rezistenei la uzur:

    G - greutatea iniial a epruvetei;

    G1 -greutatea epruvetei dup 2 000 rotaii ale mainii. Rezistena la uzur poate fi apreciat fie prin

    uzur, n mm, a epruvetei ncercate, fie prin pierderea de volum, n cm3, aplicnd relaia:

    nainte i dup ncercri.

    Tenacitatea rocilor determin modul de comportare al acestora la aciunea de fasonare n forme

    diferite i cu diverse caractere ale suprafeei (de exemplu despicare, tiere, cioplire, modelare, lustruire

    etc.).

    7. Rezistena rocilor Ia eforturi mecanice Se definete ca rezistena pe care o opun particulele componente ale unei roci la aciunea unor fore

    i cupluri exterioare, care au tendina de a nvinge forele de coeziune dintre particule, sau dintre particule

    i liantul de legtur.

    Astfel se definesc:

    1) Rezistena de rupere la compresiune este rezistena pe care o are epruveta ncrcat la

    compresiune, n momentul ruperii.

    Rezistenta la compresiune:

    Pr = sarcina de rupere [kgf];

    S = suprafaa epruvetei pe care acioneaz sarcina de rupere [cm2]. Rezultatul reprezint media

    aritmetic a ncercrilor efectuate.

    2) Rezistena de rupere la traciune este n general mic (1/81/60) din rezistena la compresiune.

    Rezistena la traciune:

  • 3) Rezistena de rupere la ncovoiere ri se determin prin ncercri pe epruvete n form de prisme

    cu seciunea ptrat sau dreptunghiular, supuse la eforturi de ncovoiere crescnde, cu formula stabilit

    de Navier.

    Rezistena Ia ncovoiere:

    M - momentul ncovoietor datorat sarcinii de rupere;

    W = modulul de rezisten.

    Rezistena la ncovoiere pentru prisme cu seciunea dreptunghiular:

    Valorile calculate cu aceast formul sunt corecte numai n cazul n care distana dintre reazeme l>(8

    . . . 10)h n cazul n care l

  • 8. Consideraii asupra rezistenelor la eforturi mecanice monoaxiale ale

    rocilor

    Rezistenele mecanice ale unor roci difer pentru aceeai roc n funcie de tipul solicitrii (tabelul

    8).

    Tabelul 8. Rezistenele mecanice ale unor roci Roca ri : rs ri : rs ri : rs

    Granit 1 : 35,5 1 : 14,3 1 : 14,4

    Porfir 1 : 30,0 1 : 15,6 1 : 9,5 Gresie 1 : 34,3 1 : 12,9 1 : 10.6 Calcar 1 : 16,9 1 : 12,1 1 : 8,4 Sare gem 1 : 19,7 1 : 12,8 1 : 9,7

    Diferenele apar datorit modului diferit n care materialul particip Ia preluarea solicitrii la nivelul

    structurii sale micro si macrocristaline.

    n cazul solicitrilor monoaxiale, la preluarea eforturilor unitare de compresiune particip aproape

    ntreaga mas a epruvetei i o mare zon din roc aflat n jurul suprafeei sau punctului de contact cu fora

    de compresiune. Epruveta (roca) cedeaz datorit strivirii materialului aflat n zona comprimat, strivire

    care datorit frecrii dintre particule determin apariia unor suprafee de lunecare i rupere, nclinare fa

    de direcia de aciune a forei.

    Eforturile unitare de ntindere i forfecare sunt preluate de roc datorit coeziunii, n special dintre

    particulele aflate ntr-o zon mult mai restrns, aflat n jurul suprafeei ulterioare de rupere. Ruperea prin

    ncovoiere presupune existena unei zone comprimate i a unei zone ntinse, astfel c preluarea efortului

    unitar de ncovoiere se face att prin strivirea materialului aflat n zona comprimat, ct i datorit coeziunii

    i aderenei materialului aflat n zona ntins. De aceea, rezistenele la ncovoiere sunt cuprinse ntre cele

    la compresiune i cele la forfecare i ntindere.

    Rezistenele mecanice ale rocilor la solicitri statice se obin raportnd fora static de rupere a

    probelor la mrimea seciunii transversale (rc, rt, rf) sau raportnd momentul ncovoietor produs de fora

    de rupere, la modulul de rezisten corespunztor, al seciunii transversale (ri). Ele se exprim n kgf/cm2,

    tf/m2.

    Rezistenele la solicitri dinamice se obin raportnd lucrul mecanic care produce distrugerea probei

    la volumul ei, unitile de msur fiind kgf . cm/cm3 sau tf . m/m

    3.

    n cazul ncercrilor efectuate n laborator, de rupere a probelor prin compresiune triaxial (1=

    efortul unitar principal; 2,3- eforturile unitare secundare, direciile de aciune fiind ortogonale, dou cte

    dou), s-a constatat c rezistena de rupere crete odat cu creterea presiunilor laterale.

    n acelai mod cresc i caracteristicile elastoplastice ale rocilor (limita de elasticitate, limita de

    curgere, limita deformaiilor plastice).

    Concluziile stabilite cu ocazia acestor experiene:

    1) Ruperea probelor este posibil numai atunci cnd 1 este mai mare ca 2 i 3 (deci ruperea

    rocilor din scoara terestr este posibil deoarece 1 presiunea vertical este oricnd mai mare dect

    presiunile laterale).

    2) Ruperea rocilor n stare natural are loc pentru valori ale solicitrilor triaxiale, mult mai mari dect

    cele create n laborator.

    3) Atunci cnd 1=2=3, la mrimea acestor eforturi nu mai are loc ruperea rocii, ci are loc o

    schimbare a strii ei fizice, elastice, ntr-o stare elastoplastic, iar apoi plastic sau chiar fluid.

    9. Compresibilitatea rocilor Este proprietatea rocilor de a-i micora volumul sub influena unor ncrcri exterioare. Fenomenul

    este de o deosebit importan n cazul straturilor de roci aflate imediat sub talpa de fundaie a unor

    construcii masive (baraje, cldiri de centrale hidroelectrice), dar el se poate manifesta i n cazul unor

    construcii obinuite (cldiri, elemente portante ale unor poduri care transmit ncrcri fundaiei etc.).

    Cantitativ, acest fenomen depinde de structura rocii sau pmntului de fundaie, de starea ei de

    zcmnt.

  • n cazul rocilor neconsolidate micorarea volumului poate fi atribuit micorrii golurilor dintre

    particulele solide (goluri care reprezint o fraciune important din volumul ntregului fragment de roc).

    Prin valoarea modulului de compresibilitate i a coeficientului de compresibilitate se apreciaz

    compresibilitatea rocilor (tabelul 9):

    Modulul de compresibilitate reprezint raportul dintre sporul de ncrcare i variaia scurtrii specifice.

    Tabelul 9.Valorile modulului de compresibilitate ale ctorva roci sedimentare neconsolidate Felul rocilor Ec

    [kgf/cm2]

    Felul rocilor Ec [kgf/cm

    2]

    Bolovni Piatr spart Pietri

    650-5400 280-650 140-240

    Praf (10% particule de 0,005 mm)

    Uscat Umed Saturat de ap

    125-160 90- 125 50- 90

    Nisip Grunos cu pietri mijlociu

    360-480 310-420

    Argil nisipoas Argil tare

    - 160-590

    Uscat Umed

    250-300 190-310

    Argil plastic 40-160 -

    Nisip prfos Uscat Umed Saturat de ap

    170210 140-175 90- 140

    - - -

    - - -

    (p2 - p1) = creterea presiunii de comprimare;

    (c2 - c1) = scurtarea specific.

    n cazul n care nu se ine seama de volumul epruvetei supuse la ncercare, ci numai de scurtarea

    specific axial, se folosete relaia:

    m este cifra medie a porilor pe intervalul presiunii considerate; ()p1 i ()p2 - cifrele fiind

    corespunztoare presiunilor p1 i p2 . nlocuind scurtarea specific liniar =h/h, cu deformaia

    specific volumic v=V/V, relaia de nainte devine:

    Modulul de compresibilitate volumic n cazul materialelor elastice:

    E - modulul de elasticitate Young;

    - coeficientul lui Poisson.

    Coeficientul de compresibilitate (tabelul 10) reprezint micorarea relativ a volumului V al

    unei epruvete, n cazul n care presiunea crete cu 1 atunci:

    Tabelul 10. Coeficienii de compresibilitate ai ctorva roci la presiuni mici, medii i mari

    Roca Coeficientul de compresibilitate la presiuni;

    (drn1 cm,2]

    megabar 10

    -12

    2 000 megabar 10

    -12 10000 megabar

    10-12

    Granit 3,03-3,68 2,01 1,89

  • Granit - 1,98 1,83 Granit - 2,29 1,78 Granodiorit - 1,83 1,66 Sienit - 1,87 1,68 Diorit - 1,62 1.49 Gabrou - 1,20 1,17 Piroxenit - 1,03 1,03 Peridolit - 0,97 0,77 Obsidian 286 2,86 2,86 Bazalt - 2,43 1,70 Serpentin - 1,80 1,38 Diabaz 1,36 1,36 1,21 Diabaz - 1,67 1.24 Diabaz - 1,51 1,27 Diabaz - 1,34 1,23 Marmur - 1,21 1,05 Bazalt - Sticl natural 1,45 1,39 1,39

    V0 este volumul epruvetei la presiunea i temperatura normal.

    Coeficientul de compresibilitate pentru materialele elastice:

    10. Elasticitatea rocilor Rocile nu sunt corpuri perfect elactice, ci corpuri cu un grad mai mare sau mai mic de elasticitate,

    proprietile lor elastice depinznd de proprietile elastice ale cristalelor componente. Cnd forele externe

    nceteaz s mai acioneze asupra lor, aceste corpuri ncearc o revenire elastic, dar rmn n final cu o

    deformaie permanent de o anumit mrime.

    n domeniul mecanicii rocilor se folosete caracteristica limit de elasticitate, care se determin prin

    ncrcri experimentale i care difer de la roc la roc i chiar pentru unul i acelai cristal. Valoric, limita

    de elasticitate, determinat pe cale experimental depinde de mai muli factori, cum ar fi: metoda de lucru

    aplicat, exactitatea msurtorilor, temperatura etc. n general limita de elasticitate este mai mic dect

    limita de proporionalitate i numai n cazuri deosebite pot fi egale.

    Elasticitatea poate fi pus n eviden pentru orice fel de roc prin urmtoarele caracteristici:

    curba de deformare la eforturi mecanice (n primul rnd de compresiune i uneori de

    traciune);

    limita de elasticitate;

    modulul de elasticitate;

    modulul de tiere sau de alunecare;

    deformaia specific de rupere;

    constanta i coeficientul lui Poisson.

    n cazul strii monoaxiale de tensiune, curbele caracteristice ale materialelor naturale sau artificiale

    prezint urmtoarele puncte caracteristice:

    limita de elasticitate e;

    limita de proporionalitate p;

    limita de curgere c;

    limita de rupere r.

    Acestora le corespunde urmtoarele deformaii:

    deformaia elastic e ;

    deformaia limit de proporionalitate p;

    deformaia de curgere c ;

    deformaia de rupere r.

    Deformaiile elasticoliniare se produc imediat dup aplicarea sau ndeprtarea efortului de

    compresiune sau de traciune, avnd caracter reversibil.

    Viteza de deformaie elastic:

  • E = modulul de elasticitate;

    g = acceleraia gravitaiei;

    a = densitatea aparent.

    Mrimea deformaiei elastice este funcie att de mrimea tensiunii de compresiune sau de traciune,

    ct i de durata acesteia.

    Deformaiile plastice depind ca valoare de mrimea i de durata de acionare, de viteza de cretere i

    de felul tensiunilor.

    n procesul de deformare plastic a rocilor se pot produce:

    1) Scderi continue ale eforturilor unitare cu pstrarea constant a deformaiei, care caracterizeaz

    fenomenul de relaxare sau de absorbie a eforturilor unitare.

    2) Creterea deformaiei cu meninerea constant a eforturilor unitare care caracterizeaz

    fenomenele de alunecare i de curgere.

    3) Scderea vitezei de deformare plastic n timp, n cazul n care tensiunea nu depete limita de

    rezisten a rocii rmnnd constant, ceea ce caracterizeaz fenomenul de ranforsare din procesul

    deformrii plastice.

    Orice roc supus la un efort de compresiune sau traciune are o deformaie S a crei valoare global

    este compus dintr-o deformaie elastic i una plastic, care se calculeaz cu relaia:

    f1(p) - partea elastic a deformaiei fiind proporional cu tensiunile de compresiune sau traciune i

    este condiionat de deformaiile volumice ale reelei structurale a componenilor minerali;

    f 2 ( p , t ) - partea plastic a deformaiei depinznd de mrimea efortului unitar de compresiune sau de

    traciune i de durata de acionare.

    Deformaiile plastice au un caracter ireversibil, fiind nsoite ntotdeauna de modificarea structurii i

    texturii rocilor.

    Limita de elasticitate a unui material oarecare este valoarea efortului unitar la care se consider n

    mod convenional c apar deformaii permanente.

    Limita de proporionalitate este valoarea efortului unitar pn la care se consider c deformaiile

    produse sunt proporionale cu eforturile unitare.

    Fig. 4. Determinarea grafoanalitic a modulului de elasticitate E

    Modulul de elasticitate n intervalul dintre dou puncte A i B (fig. 4) foarte apropiate de pe curba

    caracteristic a deformrii rocilor:

  • Expresia analitic a curbei caracteristice de deformare a rocilor este =f().

    Dac exist trasat curba caracteristic a deformrii, valorile modulului de elasticitate se deduc cu

    suficient precizie din punct de vedere practic, ducnd tangentele geometrice la curb n diferitele puncte

    i determinnd diferitele unghiuri . Pentru aceste puncte modulul de elasticitate E =tg . Valorile lui E se

    consider numai pn la limita de proporionalitate E=/ =const.

    Dincolo de aceast limit i n domeniul deformaiilor plastice mici (0,03% < < 0,3 %)

    raportul / ntr-un punct oarecare de pe curba caracteristic nu mai este constant i are ca

    valoare:

    n cazul multor roci a cror curb caracteristic nu are limit de proporionalitate, pentru valorile

    E'=d'/d' se folosete termenul de modul de cvasielasticitate, iar n domeniul deformaiilor plastice E"

    E'=d/d termenul de modul de plasticitate (E"

  • Durata cutremurelor este mai ntotdeauna mic (fraciuni de secund pn la maximum cteva

    secunde) ns zguduirile respective se pot repeta. Uneori cutremurele dureaz zile, sptmni i chiar luni

    de-a rndul fiind formate din zguduiri izolate, zguduitura cea mai puternic fiind simit la nceput. Dei nu

    sunt localizate dect n anumite regiuni pe suprafaa pmntului, frecvena cutremurelor este foarte mare.

    Media anual total a cutremurelor de orice fel i orice intensitate este de 10 000, adic 1 la 3/4h.

    Intensitatea cutremurelor nu este aceeai n toate regiunile.

    Pentru evaluarea intensitii cutremurelor se folosesc de obicei dou elemente:

    efectul asupra oamenilor i asupra construciilor;

    valoarea acceleraiei orizontale produs de undele cutremurelor.

    Efectul cutremurelor depinde nu numai de intensitatea lui, ci i de calitatea construciilor i de natura

    petrografic a straturilor superioare ale terenului.

    Rocile compacte (rocile eruptive, metamorfice i cteva din cele sedimentare), cimentate, tari i

    nealterate rezist mai bine la cutremur, iar cele moi, n special depozitele mobile, nu rezist. Un alt element

    care influeneaz intensitatea cutremului este prezena stratului acvifer.

    Zguduirile produse de cutremure n scoara Pmntului pot fi:

    verticale, asvrlind n aer tot ce eventual pot deslipi de la suprafaa pmntului;

    orizontale, care producndu-se prin unde - ntr-o anumit direcie - provoac drmarea

    construciilor aezate oblic sau perpendicular pe direcia de propagare.

    Se admite n general c, zguduirile produse de cutremure se datoreaz unor vibraii sau unde ale

    scoarei Pmntului, destul de complexe, care se propag din punctul n care are loc cutremurul n diverse

    direcii.

    Se apreciaz c exist 3 feluri de unde seismice:

    1) Unde longitudinale, numite astfel deoarece oscilaia, lor, care se caracterizeaz printr-o

    succesiune de comprimri i dilatri ale materiei alctuind scoara Pmntului se face dup direcia lor.

    Sunt unde elastice sau unde de volum. Viteza lor este de 7-13 km/s i prezint cea mai mare energie,

    transmiterea lor fiind posibil nu numai n medii solide, ci i n cele lichide i gazoase ntocmai ca undele

    sonore.

    2) Unde transversale, care se caracterizeaz printr-o deplasare normal pe direcia de propagare a

    undei i nu produc dect deplasri tangeniale ale elementului mediului n care se propag, adic oscilaii

    perpendiculare pe direcia de propagare.

    n raport cu suprafaa Pmntului pot f i :

    orizontale, verticale sau nclinate i provoac ridicri sau rsturnri de mase. Viteza lor este de 4

    -7 km/s, transmiterea lor fiind posibil numai n medii solide.

    3) Unde superficiale, undele secundare rezultate din polarizarea undelor transversale i

    longitudinale.

    n aceste unde, de constituie mai complex, se produc i fenomene de compresiune i dilatare, unite

    cu fenomene de deplasri tangeniale care se produc ns numai n planul vertical. Aceste unde se

    propag la suprafaa Pmntului n lungul scoarei i au o vitez de 3-3,5 km/s.

    Dup unii seismologi mai exist i o a patra categorie de unde seismice - unde transversale

    speciale - de form complex - explicat de rezistena din ce n ce mai mare pe care o opune mediul, pe

    msur ce crete adncimea.

    Din cauza complexitii alctuirii scoarei terestre i a fenomenelor de reflexie, refracie i polarizare

    la care sunt supuse undele n parcursul lor pn la punctele de observaie, tipurile de unde descrise se

    suprapun i nu pot fi indicate separat, iar efectul lor asupra cutremurelor nu poate fi nici el uor

    individualizat. n studiul efectului cutremurului nu intereseaz ns att traiectoria, ct celelalte elemente

    ale micrii i anume viteza i acceleraia. Determinarea acestor dou elemente este destul de greoaie

    dac nu imposibil.

    Micarea provocat de cutremur este o micare oscilatorie i se poate asemna cu o micare

    sinusoidal de forma cea mai simpl si anume:

    y = deplasarea la timpul t;

    d = deplasarea maxim adic amplitudinea micrii;

    T = perioada n care se produce o oscilaie complet.

  • Aceast micare poate avea orice direcie n raport cu suprafaa Pmntului, dar se poate considera

    de obicei descompus dup componente pe vertical i orizontal, care difereniaz n natur efectele.

    Viteza v i acceleraia a a micrilor dup direcii sinusoidale:

    Din ultima relaie se observ c acceleraia a are aceeai variaie periodic cu deplasarea

    (amplitudinea), iar intensitatea ei maxim este dat de maximul funciei:

    adic amax este direct proporional cu amplitudinea i invers proporional cu ptratul duratei unei oscilaii

    complete.

    Deoarece forele orizontale produse de aceast acceleraie provoac distrugerile cele mai

    importante, valoarea orizontal a ei - care figureaz n scara internaional a intensitilor - intereseaz cel

    mai mult pe constructori.

    Valoarea acestei acceleraii este totui aproximativ deoarece valoarea real produs de cutremur

    are forme mai complicate dect cea dat de relaia sinusoidal.

    Vitezele de propagare ale undelor seismice n funcie de caracteristicile elastice ale rocilor

    (tabelul 11): Tabelul 11. Vitezele de propagare ale undelor seismice longitudinale i transversale n diferite roci

    Roca

    Viteza de propagare [m/s]

    Roca

    Viteza de propagare [m/s]

    Unda longitudinal

    Unda transversal

    Unda longitudinal

    Unda transversal

    Gresie cuaritic 6 080 4 000 Diabaz 6 970 3 880

    Calcar de Solenhofen 5 540 3 080 Diabaz 6 960 3 830 Marmur 6 510 3 490 Gabrou 6 960 3 710 Granit 6 080 3 610 Gabrou 7 150 3 980 Granit 6 240 3 590 Hiperstenit 7 830 4 580 Sienit 6 050 3 360 Bronzit 7 860 4 550 Norit 6 490 3 650 Dunit 8 050 5 570

    1) Viteza undei longitudinale :

    2) Viteza undei transversale :

    = Coeficientul lui Poisson g = greutatea specific

    m = constanta lui Poisson E = modulul de elasticitate

    = coeficientul de compresibilitate G,g= modulul de tiere

    Dac unda are direcia de propagare vertical, avnd o singur component, toat puterea ei se

    manifest printr-o lovitur vertical, care dure uneori la ridicri. Componentele orizontale au o mare

    influen asupra cldirilor deci acestea trebuie calculate la aciunea unor fore orizontale.

  • 12. Cauzele cutremurelor

    Cutremurele de pmnt pot avea cauze naturale sau artificiale.

    Cauzele naturale pot fi grupate n dou categorii:

    endogene, legate de energia intern a Pmntului (fenomene vulcanice sau tectonice) i

    exogene, legate de zona atraciei Lunii sau a Soarelui, variaii brute ale presiunii atmosferice etc.

    Cauzele artificiale sunt generate de unele activiti ale omului care pot tulbura echilibrul scoarei:

    explozii nucleare;

    explozii n subteran;

    amenajri de mari lacuri de acumulare;

    pompri intensive de ap din subteran etc.

    Cutremurele de prbuire cu totul locale, se ntind pe o suprafa foarte redus, datorit fie unor

    prbuiri subterane (peterile din rocile calcaroase) sau goluri rmase n scoara terestr, fie exploziilor

    subterane. Uneori toat scoara deasupra golurilor se prbuete, denivelnd solul i distrugnd tot ce se

    gsete pe acea poriune de Pmnt.

    Cutremurele de natur vulcanic fiind n legtur cu erupiile vulcanice, nu se ntind pe suprafee

    mari. Aceste cutremure se datoresc vaporilor si gazelor, care cutnd s ias odat cu lava topit, produc

    unele explozii care dau natere la prbuirea golurilor i canalelor subterane prin care circul lava.

    Cutremurele tectonice sunt cele mai numeroase i cele mai puternice, aproximativ, 95% din numrul

    total al cutremurelor nregistrate fiind de natur tectonic. Se datoresc micrilor de aezare a rocilor, de-a

    lungul dislocaiilor mai recente, ca urmare a continurii rcirii scoarei terestre care se contract ncetul cu

    ncetul, i micoreaz volumul i modific echilibrul existent, tinznd spre o nou aezare. Aceste micri

    de aezare se petrec n profunzime i sunt n general brute, aezarea fcndu-se ori o singur dat, ori n

    mod sacadat la intervale scurte.

    Aceste fenomene brute se produc n momentul n care stratul respectiv a atins capacitatea limit de

    acumulare a deformaiilor elastice. Prin alunecare sau prbuire, energia potenial de deformaie

    acumulat se transform instantaneu n energie cinetic i se propag radial prin unde seismice ctre

    suprafaa Pmntului.

    Teoria referitoare la producerea cutremurelor tectonice este denumit teoria destinderilor elastic.

    Micrile seismice au un caracter extrem de neregulat n timp ca direcie, amplitudine, frecven.

    n funcie de caracteristicile micrilor, cutremurele puternice se pot clasifica n 3 categorii:

    1) Micri compuse practic dintr-un singur oc (fig. II.5). Micri de acest tip se produc la distane

    reduse de epicentru, numai n terenuri tari i numai pentru cutremure cu hipocentre situate la adncimi

    reduse. Se caracterizeaz prin perioade de vibraie reduse i magnitudini moderate (5,4 - 6,2 pe scara

    Gutenberg-Richter). Pot avea ns efecte distructive foarte puternice.

    Fig. 5. Cutremurul Port Hueneme 18 martie 1957, componenta E-V : a. accelerogram; b. vitezogram; c. seismograma.

  • 2) Micri cu durat moderat i oscilaii extrem de neregulate (de exemplu cutremurul El Centro-

    California; fig. 6).

    Fig. 6. Cutremurul El Centro, 18 mai 1940, componenta N-S: a. accelerogram; b. vitezogram; c.seismogram.

    3) Micri cu durat relativ lung i cu pronunate perioade de vibraie (de exemplu cutremurul din

    Mexico-City; fig. 7).

    Fig. 7. Cutremurul Mexico City, 18 iulie 1964, componenta N-S :

    a. accelerogram; b.vitezogram; c. seismogram.

    Scri de evaluare a triei cutremurelor n diferite regiuni ale lumii:

    1) Scara Mercallimodificat (MM) are o rspndire n toate rile situate n zone seismice. Aceast

    scar clasific cutremurele n 12 grade dup efectele pe care le au asupra oamenilor, obiectelor i

    cldirilor. Prezint avantajul c nu necesit nregistrri instrumentale bazndu-se pe observaii vizuale.

    2) Scara magnitudinilor (M) elaborat de Richter i perfecionat ulterior de Richter i Gutenberg.

    Aceast scar (M) necesit nregistrri instrumentale. Ea prezint un progres fa de scara intensitilor

    (MM) deoarece introduce criterii obiective n evaluarea gradului unui cutremur. Se consider c cele mai

    puternice cutremure care pot aprea pe glob nu pot depi M =9 grade.

    3) Scara de intensitate seismic MSK propus de Medvedev i perfecionat de Medvedev,

    Sponheur i Ivarnik, necesit nregistrri instrumentale ale amplitudinilor descrise de cutremur, obinute cu

    ajutorul unui pendul sferic etalon.

    4) Scara Cancani-Sieberg utilizat n Europa Occidental care seamn cu scara (MM).

    5) Scara Japonez, care mparte cutremurele n 6 grade.

  • 13. Plasticitatea rocilor

    Proprietatea pe care o au corpurile solide de a rmne cu deformaii permanente dup ncetarea

    aciunilor forelor exterioare asupra lor poart denumirea de plasticitate. Ea poate fi pus n eviden prin

    ncercri de laborator la eforturi monoaxiale sau triaxiale de compresiune i de ntindere.

    Deformaiile remanente care produc deformri importante asupra formei corpurilor, fr ns a cauza

    distrugerea coeziunii i n consecin sfrmarea acestora, depind de plasticitatea acestor corpuri.

    Deformaiile plastice iau natere sub aciunea eforturilor unitare tangeniale, care acioneaz n planuri de

    alunecare interioar. Eforturile unitare normale pe aceste planuri pot contribui la mrirea sau la reducerea

    deformaiilor plastice. Energia de deformare a corpului plastic este mai mic dect energia forelor de

    coeziune care acioneaz pe planurile de alunecare interioar. Deformarea plastic a rocilor constituie un

    proces mai complicat.

    Din ncercrile efectuate asupra marmurei i calcarului cristalin s-a constatat c pn la presiunea

    lateral de 10 000 at se comport ca i corpurile elastice fragile. Pentru marmur de la 2 =8 000 at n sus

    ncep s apar deformaii plastice, iar pentru calcar de la 2 =6 000 at. Scurtrile de rupere pentru 2 =

    10000 at au fost de 22% la marmur i de 32% la calcarul cristalin.

    La celelalte roci cristaline poliminerale plasticitatea nu este cauzat de plasticitatea mineralelor

    componente, ci de ali factori ca: structura (forma i mrimea cristalelor), caracterul forelor de coeziune

    (coeziunea de reea i coeziunea de aderen), natura liantului etc. Datorit acestor factori, unele roci

    magmatice cum ar fi granitul i diabazul, supuse la presiuni complexe triaxiale se deformeaz plastic, dei

    mineralele lor componente principale (cuarul, feldspatul etc.) nu sunt plastice.

    Din ncercrile fcute pe rocile policristaline i cristaline poliminerale a rezultat c n cursul

    procesului de deformare plastic se produc deranjamente mari la contactul dintre cristale, care n final duc

    la scderea rezistenei mecanice a acestora.

    Din experienele ntreprinse (tabelul 12), se poate trage concluzia c n general rocile nu sunt

    plastice prin natura lor, ci pot fi deformate plastic n anumite condiii.

    Tabelul 12. Deformarea plastic Ia metale, minerale i roci (dup L. A. Sreiner) Metale Minerale i roci

    Mecanismul deformrii plastice:

    - la monocristale

    - la policristale

    Condiiile strii de tensiune: Influena vitezei asupra rezistenei la deformare plastic Variaia rezistenei la forfecare Influena granulaiei.

    Influena repausului i a tratamentului.

    Mai ales prin alunecare

    Pe seama deformrii plastice a cristalelor separate n toate condiiile strii de tensiune. Rezistena crete cu creterea vitezei de deformare. Se ranforseaz plastic Plasticitatea scade cu micorarea granulaiei. Proprietile mecanice iniiale se restabilesc.

    Prin maclare i n msur mai redus prin alunecare n

    principal, prin alunecare intercristalin Numai n condiiile

    compresiunii triaxiale. Rezistena nu depinde de

    viteza de deformare Rezistena scade Plasticitatea crete cu micorarea granulaiei Proprietile mecanice iniiale nu se restabilesc.

    Plasticitatea rocilor argiloase i argilelor (tabelul 13) const n proprietatea acestora de a putea fi

    frmntate ca un aluat fr s se sfrme, ntre limita superioar de plasticitate (de curgere Wc) i limita

    inferioar de plasticitate Wp (de frmntare).

    Umiditatea minim la care se pot face din roca sau pmntul considerat, prin rulare cu palma pe o

    suprafa plan, cilindrii cu diametrul de 3 mm, poart denumirea de limita de frmntare. Limita de

    frmntare se definete ca umiditatea care corespunde trecerii rocii sau pmntului din stare plastic n

    stare tare.

    Alte caracteristici care intereseaz la rocile plastice sunt: limita de contracie Ws i starea de

    consisten.

    Umiditatea Ws [ % ] sub care roca sau pmntul plastic nu-i mai micoreaz volumul prin uscare

    poart denumirea de limit de contracie, n cazul W < Ws rocile i pmnturile sunt foarte tari, iar limita de

    contracie se exprim prin valoarea umiditii.

    Starea de consisten se exprim prin indicele de consisten I c :

    Tabelul 13. Indicii de plasticitate ai diferitelor roci elastice mobile

  • Limita de Limita de Indicele de

    Limita de Limita de Indicele de

    Roca curgere frmntare

    plasticitate

    Roca curgere frmntare

    plasticitate

    wc [%] Wp [%] Ip [%] wc [%] Wp [%] Ip [%]

    Nisip fin 10-20 10-20 - Caoln cu puin mic

    84 42 42

    Praf (ml) 10-40 10-20 0-20 Caolin cu mult mic

    120 43 77

    Loess 25 20 5 Argil f. gras

    60- 100 20- 40 20- 60

    Lehm de Argil de loess 40 26 15 natur

    organic 200-300 120- 180 80- 120

    Lehm nisipos 40 20 20 Bentonit 141 50 91 calcic

    Argila slab 20-50 10-33 10-20 Bentonit 475 47 428 sodic

    Argil gras 80 20- 35 45-60

    Wc = limita de curgere [%];

    W = umiditatea natural a rocii sau pmntului [%] ;

    Ip = indicele de plasticitate [%].

    Dac Ic 0 rocile i pmnturile sunt curgtoare i nu se pot folosi ca terenuri de fundaie;

    Dac 0

  • El a propus aa-numitul coeficient de dilataie Kd al rocilor. Dup prerea sa dilatarea rocilor s-ar

    datora dilatrii elastice, ca urmare a energiei poteniale elastice, acumulat de roc, care prin crearea unor

    suprafee libere are posibilitatea de destindere i dilatrii plastice, ca urmare a formrii de microfisuri n

    masa rocilor respective.

    M.V. Sirovatko consider cauza principal a umflrii rocilor argiloase, excavaiile subterane care

    deranjeaz echilibrul rocilor.

    El grupeaz toate deformaiile posibile ale rocilor argiloase subterane in 3 categorii:

    1) Deformaii care se dezvolt datorit presiunii litostatice, ca urmare a lucrrilor de excavaie.

    2) Deformaii care iau natere din cauza particularitilor specifice mineralogice i coloidochimice ale

    argilelor.

    3) Deformaii cauzate de aciunea comun a factorilor enumerai mai nainte. Mrimea, deformaiilor

    de la alineatul 1) depinde de mrimea presiunii litostatice i de proprietile fizice i mecanice ale rocilor

    argiloase.

    Deformaiile de la alineatul 2) depind de structura mineralogic a rocilor, de structura cationilor de

    schimb, de numrul de particule din fracia argil, de gradul de mineralizare al apelor subterane.

    n timp aceste deformaii cresc i presiunea rocilor poate depi pe cea litostatic, de aceea

    susinerea acestor roci constituie o problem dificil. Deformaiile de la aliniatul 3) depind ca mrime att

    de presiunea litostatic ct i de caracteristicile coloidochimice ale rocilor argiloase. n timp aceste

    deformaii cresc, iar susinerea lucrrilor spate n astfel de roci nu le apr de degradri importante. n

    practic, cele mai des ntlnite sunt deformaiile de categoria 3).

    I.M. Belozovici i A.P. Bondarenko au stabilit experimental i teoretic urmtorii factori care

    influeneaz rocile argiloase i care provoac deformaii ale susinerilor lucrrilor subterane:

    curgerea argilei, datorit crerii unor suprafee libere dup excavarea lucrrilor subterane;

    dilatarea volumetric a rocilor argiloase cauzat de aciunea apei;

    creterea proprietilor plastice ale argilelor datorit nmuierii i micorrii rezistenei lor la aciunea

    forelor exterioare etc.

    n urma cercetrilor efectuate rezult c fenomenul de umflare observat n lucrrile subterane, la

    rocile argiloase, se datoreaz unor cauze interne (natura mineralogic, absorbia de ap etc.), ct i unor

    cauze externe (presiunea litostatic, forma i dimensiunile lucrrilor subterane, metodele de pregtire i de

    exploatare etc.).

    B i b l i o g r a f i e

    [1] STAS 191773. Teren de fundare. Caracteristici fizice i mecanice ale parametrilor.

    [2] STAS 1913 73. Teren de fundare. Determinarea umiditii.

    [3] STAS 462169. Hidrogeologie. Terminologie.

    [4] Stamatiu, M. Mecanica rocilor. Editura didactic i pedagogic. Bucureti.

    [5] Paniukov, P. N. Kratkii Kurs inginerov gheologhii. Moscova, Ugletehizdat, 1956.

    [6] Clough, R. W. i Penzien, J. Dinamics of structures. New York, Mc.Graw Hill, 1975.

    [7] Sirovatko, M. V. O pucenii glinistih porod v ngolnh ahtat. Moscova, Ugletehnizdat, 1953.

    [8] Belozovici, I. M. i Bondarenko, A. P. Kreplenie gornh virakotok v nodduvanicih porodah,

    Moscova, Ugletehizdat, 1951

  • C a p i t o l u l I I I

    Starea de eforturi unitare din interiorul unui masiv de roci neatacate prin lucrri subterane

    14. Repartizarea eforturilor unitare ntr-un mediu elastic

    Formaiile de roci care alctuiesc partea superioar a litosferei, luate n ansamblu, sau fiecare

    strat n parte, nu sunt nici omogene i nici izotrope; cu toate acestea, pentru obinerea unor concluzii

    generale i pentru aplicaii practice se pot considera ca medii cvasiomogene i cvasiizotrope, astfel

    nct li se pot aplica legile elasticitii i plasticitii.

    innd seama de proprietile fizice i mecanice, rocile de la partea superioar a litosferei n care

    se execut lucrri subterane se grupeaz n urmtoarele categorii:

    1) Roci masive de natur magmatic, sedimentar sau metamorfic care au rezisten mare la

    eforturi mecanice ;

    2) Roci mobile - neconsolidate sau dezagregate - constituite din elemente - lipsite de coeziune

    sau cu coeziune foarte mic i care au rezisten mic la eforturi mecanice.

    Dup modul cum se comport la forele exterioare rocile masive pot fi:

    roci cu proprieti elastice;

    roci cu proprieti elastoplastice;

    roci cu proprieti plastice.

    Proprietile mecanice ale acestor categorii depind de felul i mrimea forelor de coeziune.

    Rocile mobile formeaz o categorie distinct, cu proprieti care sunt influenate de forele

    interioare de coeziune i frecare care depind la rndul lor de gradul de finee a elementelor constitutive,

    de gradul de umiditate etc.

    Fora exterioar care acioneaz n permanen n cazul complexului de strate dintr-o formaie

    geologic oarecare asupra lui este greutatea proprie. n interiorul stratului, sub aciunea greutii

    proprii, se creeaz o stare de eforturi, care constituie presiunea litostatic. Aceast presiune este

    cauzat de forele gravitaionale.

    Ipoteze privind mrimea i repartizarea presiunii litostatice n interiorul scoarei terestre.

    Ipoteza lui R. Fenner. Se consider c n roci elastice, omogene i izotrope neatacate prin lucrri

    subterane, starea de eforturi unitare n coordonate polare se poate exprima prin relaiile (fig. 1):

    Fig. 1. Repartizarea tensiunilor ntr-un mediu elastic omogen i izotrop dup R. Fenner.

  • Dac cele dou eforturi unitare principale sr i tt, au aceleai valori, relaiile anterioare devin:

    Epruvetele se ncearc n laborator la presiuni triaxiale egale.

    Efortul unitar sy este perpendicular pe planul xoz:

    Aceste relaii sunt valabile numai n cazul deformaiilor elastice ale rocilor luate n consideraie, la

    care se poate aplica i legea lui Hooke i legea constantei coeficientului respectiv a constantei m a lui

    Poisson.

    Relaiile de mai nainte pot fi aplicate cu condiia ca eforturile unitare de forfecare t s fie mai mici

    sau egale cu rezistenele de rupere la forfecare a rocilor n care se lucreaz.

    Ipoteza lui P. Kuhn. Eforturile unitare ntr-un complex de strate din scoara terestr, considerat ca

    mediu elastic omogen i izotrop, ntr-un punct situat la adncimea H de la suprafa dup direciile

    rectangulare x, y, z care trec prin acel punct (fig. 2), se exprim prin relaiile:

    Fig. 2. Starea de eforturi unitare ntr-un mediu elastic omogen i izotrop dup P. Kuhn.

    sx, sy i sz snt eforturile unitare normale dup cele 3 axe rectangulare.

    Aceste relaii pun n eviden faptul c presiunea litostatic, oricare ar fi starea fizic solid

    (elastic, elastoplastic sau plastic) n care se gsesc rocile, difer fundamental de presiunea

    hidrostatic.

    Cele dou presiuni pot fi egale numai n cazul strii lichide a rocilor (roci curgtoare sau topituri) i

    condiii identice (densitate aparent i adncime de la suprafa). n mediile lichide cnd m= 2 i {x=0,5,

    relaiile de mai sus devin :

    Ipoteza A.N. Dinnik. A.D. Dinnik a studiat repartizarea eforturilor unitare ntr-o formaiune de roci

    considerat ca mediu elastic, omogen i izotrop i a stabilit urmtoarele relaii pentru eforturile unitare n

    coordonate polare, n cazul n care nu s-au executat lucrri subterane n interiorul formaiei de roci (fig.

    3):

  • Fig. 3. Repartizarea eforturilor unitare ntr-un mediu elastic omogen i izotrop dup acad. A. N. Dinnik.

    Eforturile unitare din punctul M n coordonate carteziene:

    -coeficientul lui Poisson; a=greutatea specific aparent a rocilor.

    15. Repartizarea eforturilor unitare ntr-un mediu elastoplastic

    Ipoteza repartiiei hidrostatice. Presiunea litostatic se consider c acioneaz asemntor cu

    presiunea hidrostatic: proporional cu adncimea i egal n toate direciile. Rocile dintr-o formaie

    geologic oarecare, aflate de la o anumit adncime n jos, datorit acestei presiuni se consider c se

    gsesc ntr-o stare latent de plasticitate.

    Pe baza acestei ipoteze se explic anumite fenomene geologice. Ipoteza hidrostatic prezint

    marele avantaj c prin aplicarea principiilor de hidrostatic, problemele se simplific, chiar dac

    fenomenele nu se produc dup aceste principii.

    Ipoteza este valabil numai cnd rocile considerate se gsesc n stare lichid.

    Multe calcule asupra strii de presiune din interiorul scoarei terestre presupun ca valabile legile

    presiunii hidrostatice, dei n multe cazuri aceast ipotez s-a dovedit necorespunztoare.

    16. Repartizarea eforturilor unitare n roci Eforturile unitare n masele de roci mobile se pot exprima n coordonate polare astfel:

    Notnd cu s1 i s2 eforturile unitare principale i cu f=tga - coeficientul de frecare al rocii

    respective, rezult eforturile unitare pentru medii solide, mobile, relaia:

  • Relaiile stabilite pentru rocile mobile (dezagregate) pot fi aplicate i pentru rocile cu coeziune mic

    de tipul argilelor i marnelor.

    17. Repartizarea eforturilor unitare ntr-un mediu plastic. Ipoteza lui P. M. Timbarevici

    Plecnd de la condiia de plasticitate dedus pe baza ipotezei eforturilor unitare tangeniale

    principale: sz -sx=

  • 19. Starea de eforturi unitare n formaiuni de roci atacate prin lucrri subterane

    Formaiile de roci care alctuiesc scoara terestr nu-i pstreaz poziia iniial.

    Ele se deplaseaz i se deformeaz, schimbndu-i sau nu volumul, sub aciunea simultan a

    forelor gravitaionale i a celor tectonice tangeniale. Aceste deformaii pot fi elastice sau plastice n

    funcie de mrimea, direcia i sensul de aciune, al forelor care intervin i de natura rocilor respective.

    n cazul rocilor cu caracter plastic sau al unor condiii de deformare plastic, se produc

    aa-numitele structuri plicative, caracterizate prin deformri continue (de comprimare cu umflri i de

    traciune cu efilri fr distrugerea rezistenei i stabilitii masei lor.

    Dac rocile au un caracter pronunat elastic, iar forele tectonice tangeniale creeaz n ele eforturi

    unitare de compresiune sau de ntindere care depesc limita de elasticitate, atunci se poate produce

    brusc sau dup un timp relativ scurt de la aceast depire o rupere a rocilor, cu distrugerea continuitii

    lor, prin apariia unor suprafee de ruptur datorit supraeforturilor.

    Pentru ca fenomenul de rupere a stratului sau complexului de strate s se produc, trebuie ca

    eforturile unitare datorite forelor tectonice s1 i s2 s fie diferite de presiunea produs de forele

    gravitaionale s3, adic s fie ndeplinit condiia:

    Prin jocul celor dou feluri de fore (ca intensitate i direcie), pot lua natere eforturi unitare avnd o

    ntreag gam de variaie, din a cror cauz au loc fenomene variate prin efectele lor (cu deformaii

    elastice, elastoplastice i plastice continue sau discontinue).

    Fisurile se pot clasifica din punct de vedere mecanic n fisuri de alunecare i fisuri de rupere.

    Fisurile de alunecare sau de forfecare sunt cauzate de eforturile unitare tangeniale fiind legate

    genetic de suprafeele de alunecare care se formeaz n mas ca urmare a acestor eforturi unitare. Fisurile

    de alunecare se deosebesc practic de fisurile de alt natur prin existena unor deplasri a maselor de roci

    n lungul suprafeelor de alunecare. Fisurile de alunecare reprezint accidente tectonice care afecteaz

    mase de roci supuse unor deformaii plastice importante. Dup V.V. Belousov suprafeele de alunecare

    difer ntre ele, n funcie de natura materialului i de condiiile de deformare ale acestuia. Cnd

    plasticitatea rocilor crete, ca urmare a influenei factorilor externi (creterea de temperatur, presiune

    litostatic mare etc.) suprafeele de alunecare se apropie ntre ele. n cazul n care plasticitatea rocilor

    scade (prin creterea vitezei de deformare) distana dintre suprafeele de alunecare se mrete.

    Structura rocilor, de exemplu cea policristalin i n special cea granular, introduce n mecanismul

    deformrii plastice a rocilor respective particulariti specifice, parial studiate.

    n rocile granulare exist aa-numitele suprafee slbite denumite suprafee de alunecare

    intergranulare. Deformarea rocii se produce numai pe contul deplasrii relative a granulelor, care se

    rotesc, tinznd a lua o poziie mai avantajoas fenomenului de alunecare. De asemenea, alunecarea

    plastic se poate dezvolta dup suprafeele de stratificaie i cele de contact dintre diferitele formaiuni

    geologice, n special acolo unde aceste suprafee sunt paralele sau formeaz unghiuri mici cu direciile

    eforturilor unitare tangeniale maxime max.

    Alunecarea intergranular este frecvent la rocile cu coeziune mai mic i ea nu duce la distrugerea

    rezistenei acestei roci i la deformaii plastice mari.

    n cazul rocilor stncoase cu coeziune i deci o rezisten mai mare ca a rocilor precedente,

    alunecarea se produce adeseori nu de-a lungul unor suprafee de separaie dintre granule, ci dup

    suprafee care strbat granulele rocii. Aceast alunecare a fost denumit intragranular. Cele dou

    deformri plastice ale rocilor prin alunecare intergranular i intragranular pot s aib loc n orice fel

    de roc n funcie de condiiile de presiune i de temperatur corespunztoare.

  • Spre deosebire de alunecarea intergranular, la care orientarea granulelor se datorete numai

    deplasrii lor fr deformare, la alunecarea intragranular granulele sufer fiecare n parte deformaii,

    scurtndu-se dup direcia eforturilor unitare normale de compresiune i lungindu-se dup direcii

    perpendiculare sau dup direciile eforturilor unitare de ntindere. Rezult de aici, c texturile de orientare

    se datoresc eforturilor unitare tangeniale la alunecarea intergranular i eforturilor unitare normale (de

    compresiune i de ntindere) la alunecarea intragranular.

    Fisurile de rupere se datoresc n cea mai mare parte eforturilor unitar de ntindere i ele au o poziie

    perpendicular pe direcia acestor eforturi unitare. Fisuri de acelai fel se produc i la eforturile de

    ncovoiere. Exist de asemenea i fisuri de rupere datorate compresiunii. S-a emis ipoteza c aceste fisuri

    apar n urma aciunii de deplasare a unor prisme n form de pan, strbtute de fisuri de forfecare i

    cuprinse n afara corpului comprimat. Suprafeele fisurilor de rupere nu mai sunt netede ca la fisurile de

    alunecare ci neregulate rugoase, aspect care permite cu uurin identificarea lor. Fisurile de ntindere

    sunt deschise, iar cele de compresiune nchii caracteristici ce le deosebesc unele de altele. n general

    fisurile din roci se grupeaz n sisteme de fisuri, care reprezint grupuri de fisuri paralel. Fisurile diferitelor

    sisteme se ntretaie sub anumite unghiuri, dintre care predomin cele de 90 i 45.

    20. Rocile curgtoare i caracteristicile lor

    n sens tehnic, rocile curgtoare sunt acelea care n stare natural a tendina de a ptrunde sub

    forma unei scurgeri continue n interiorul lucrrilor care se execut n masa lor. Rocile care au aceast

    proprietate, sul influena apei i n anumite condiii, snt urmtoarele : nisipul fin cu granulele de 0,02 mm,

    praful cu particule de 0,020,002 mm, argilele cu particule de 0,002 mm i amestecurile (nisipul prfos,

    praful nisipos, argila prfoas etc.). Pentru studiul rocilor curgtoare este foarte important s se cunoasc

    pe de o parte modul n care se gsete apa n masele de roci elastice mobile, fin granulare i de

    asemenea natura legturii dintre ap i particulei componente ale rocilor curgtoare.

    Din cercetrile efectuate pn n prezent s-a constatat c apa se gsete n interiorul rocilor sub

    urmtoarele forme: ap absorbit (ap pelicular, ap hidroscopic) vapori de ap,- ap capilar, ap

    liber sau gravitaional. Cel mai mult n cazul rocilor curgtoare intereseaz apa absorbit, n special cea

    pelicular din jurul particulelor foarte mici, care se gsesc n suspensie n faza lichid i care fac s

    creasc densitatea acestei faze. Apa pelicular reduce frecarea static dintre particulele fazei solide i

    micoreaz stabilitatea ntregului sistem, fa de cazul n care sistemul ar fi fost alctuit din particulele

    fazei solide i ap curat.

    n stare static, presiunea exercitat de faza lichid a sistemului este uniform i se exercit din toate

    prile asupra fazei solide.

    Dac presiunea fazei lichide este mic, aceasta ncepe s curg printre particulele fazei solide,

    supunnd aceste particule unei presiuni dinamice. Dup ce presiunea dinamic a atins o anumit mrime,

    se produce deranjamentul ntregii stabiliti a sistemului solid-lichid i ca urmare ncepe curgerea. Aceast

    curgere depinde att de mrimea i densitatea particulelor solide, ct i de viteza de curgere (viteza de

    filtraie). n cazul n care viteza de curgere a fazei lichide depete viteza critic:

    nisipurile fine i grosiere devin curgtoare;

    Considernd un volum V din imediata apropiere a taluzului natural al masei de roci curgtoare

    forele care intervin n asigurarea echilibrului acestui volum vor f i :

  • 1) Componenta de forfecare a greutii rocii din volumul V:

    a=greutatea specific aparent a fazei solide.

    2)Fora de frecare care apare pe planul de forfecare:

    f= coeficientul de frecare interioar ntre particulele fazei solide.

    3) Presiunea dinamic a fazei lichide:

    =densitatea fazei lichide; tg =gradientul hidrodinamic.

    Condiia de echilibru a volumului V al rocii curgtoare:

    n cazul n care este foarte mic se poate nlocui tg cu sin i relaia devine:

    Din ultima relaie se poate trage concluzia c ntreaga mas de roc acvifer curge cnd f=0 i ra 0.

    Din relaia:

    se constat c influena coeficientului de frecare interioar f asupra echilibrului i deci asupra stabilitii

    maselor de roci acvifere (care au tendina de a deveni roci curgtoare) este mult mai mare ca influena

    celorlali factori (, ra). Cunoaterea acestui fapt are mare importan practic n ceea ce privete

    alegerea metodelor de consolidare a rocilor predispuse la curgere.

    Pentru ca fenomenul de trecere al masei de nisip din stare solid, mobil, n stare fluid s

    aib loc:

    1) Trebuie ca t=0 (t tensiunea tangenial sau frecarea interioar care acioneaz n planurile de

    alunecare a stratelor de lichid).

    2) Trebuie ca se f=s-sn=0, deoarece unghiul de frecare interioar , la nisip nu poate fi niciodat

    egal cu zero i deci nici tangenta ei.

    ras =densitatea aparent a nisipului n stare saturat;

    rm =densitatea medie a granulelor de nisip;

    - cifra porilor nisipului considerat;

    a - densitatea apei;

    h - adncimea de la suprafaa masei de nisip umed la care se gsete punctul pentru care se

    determin presiunea st. Presiunea efectiv sef , la aceeai adncime h, este dat de greutatea granulelor

    de nisip:

  • Dac n interiorul masei de nisip circul un curent ascendent de ap cu un gradient de presiune i, presiunea

    neutr va f i :

    Presiunea efectiv s'ef innd seama de efectul hidrodinamic al ape de infiltraie este:

    n mod practic, ori de cte ori printr-o mas de nisip trece un curent de ap cu un gradient de presiune

    mai mare dect gradientul critic nisipul devine curgtor, curgerea avnd un caracter turbulent.

    21. Proprietile termice ale rocilor

    Cantitatea de energie caloric nmagazinat n interiorul Pmntului provine o parte din exterior de la

    Soare i o alt parte din interiorul lui. Energia caloric de origine exterioar reprezint o parte destul de

    redus ( 1 : 2 000 000) din energia radiat de Soare.

    Cantitile de cldur pe care Pmntul le primete de la Soare variaz zilnic, lunar i anual datorit

    unor multiple cauze cum ar f i : incidena razelor solare, durata insolaiei, repartiia inegal pe suprafaa

    Pmntului a apelor i a uscatului, micarea de rotaie a Pmntului n jurul Soarelui, altitudinea locului

    fa de nivelul mrii, grosimea atmosferei i gradul ei de puritate, curenii aerieni i marini.

    Pornind de la suprafaa Pmntului n jos pe vertical, temperatura descrete spre a atinge la

    adncimea de 1025 m o valoare minim care nu mai este influenat de cldura exterioar a Soarelui i

    care rmne constant tot timpul anului.

    De la aceast zon cu temperatura constant, temperatura rocilor crete continuu cu adncimea,

    datorit cldurii interne a Pmntului care radiaz spre suprafa n medie 0,00001714 cal/m2 . s. Anual se

    degajeaz din 1 m2 suprafa a scoarei terestre 541 cal.

    Gradul geotermic sau treapta geotermic este adncimea msurat n m, n scoara terestr la care

    temperatura crete cu 1C, iar indicele geotermic este dat de numrul de grade cu care se ridic

    temperatura dup fiecare adncime de 100 m. Pentru gradul geotermic s-a stabilit prin numeroasele lucrri

    subterane, o valoare medie de 33 m.

    Factorii de care depinde variaia temperaturii n interiorul scoarei terestre sunt: relieful regiunii,

    debitul i temperatura apelor subterane, gradul de umiditate i conductibilitatea termic a rocilor,

    compoziia petrografic a rocilor, structura i stratificaia lor, prezena n apropiere a unor acumulri de

    ap.

    n rocile magmatice gradul geotermic este mai mic dect n rocile sedimentare i metamorfice. Exist

    o difereniere mare ntre treapta geotermic dintr-o mas de lav relativ recent, (7) m i o mas de isturi

    cristaline (172) m. Cunoaterea gradului geotermic are o importan deosebit n lucrrile subterane.

    Temperaturile de 40-50 pn la 70-80 care rezult pentru adncimi n jur de 2 000 m nu modific

    proprietile fizice i mecanice ale rocilor, deci ele nu constituie dificulti pentru susinerea lucrrilor, n

    schimb, ntr-o atmosfer subteran cu temperaturi att de ridicate, lucrul nu este posibil fr un aeraj

    intens i cu un curent de aer introdus n lucrrile subterane la o temperatur sczut.

  • Conductibilitatea termic a rocilor se exprim prin gradul de conductibilitate care la rndul ei prin

    conductivitatea , definit ca numrul de calorii gram care strbat ntr-o secund o suprafa de 1 cm2 a

    unei plci cu grosimea de 1 cm, la o diferen de temperatur de 1C.

    Dimensiunea conductivitii este:

    cal cm-1

    S-1

    grad-1

    =cm g s-3

    grad-1

    Rocile cu textur istoas au o conductivitate mai mare n direcie paralel cu suprafeele de

    istuozitate, dect perpendicular pe aceste suprafee (pn la de 3 ori mai mare).

    Conductivitatea termic a rocilor n afar de structur i textur, mai este influenat de porozitate i

    umiditate. Att temperaturile ridicare, ct mai ales variaiile brute de temperatur modific caracteristicile

    mecanice ale rocilor uneori att de mult nct le cauzeaz distrugerea. Coeficienii de dilataie termic

    depind de temperatur. Dilataia termic provoac stri de tensiune diferite (compresiune, traciune,

    forfecare) ntre elementele componente ale unui agregat. Aceste tensiuni produc n masa agregatului

    fisuri, detari. Efectul de distrugere a rocii depinde de structura i textura ei. Dac temperatura scade,

    apa din interiorul rocilor nghea. Acest fenomen produce o cretere de volum cu ~9%.

    Roca ngheat reprezint un agregat policristalin, n care apa este unul din componeni. Prin

    ngheare, roca i modific proprietile mecanice. Rocile elastice mobile ngheate au o rezisten mult

    mai mare ca n cazul n care nu sunt ngheate, datorit gheii care joac rolul de liant.

    Rezistena de rupere la compresiune a gheii la - 11C paralel cu suprafaa natural a gheii este 75

    kgf/cm2 i perpendicular pe aceast suprafa 130 kgf/cm

    2. Prin ncercri de laborator s-a constatat c

    gheaa are o rezisten de 10 kgf/cm2 la - 6C i ~20 kgf/cm

    2 la - 11C. Rezistena la eforturi mecanice a

    rocilor ngheate depinde n ansamblu de rezistena particulelor solide componente (a granulelor de pietri,

    praf i argil) de structura i textura lor, ct i de rezistena gheii care joac rol de liant. La rocile

    macrogranulare, i granulare, rezistena particulelor solide este mai mare ca rezistena gheii. Rezistena

    acestor roci va depinde de rezistena liantului de ghea. La rocile prfoase argiloase, particulele

    componente au forme mai mult lite, care datorit apei peliculare faciliteaz fenomenul de alunecare pe

    suprafaa lor, reducnd astfel rezistena n cazul ngherii.

    Coeziunea este cu att mai mare cu ct particulele solide sunt mai mici, cu condiia ca apa pelicular

    din jurul acestora s nu rmn lichid ci s nghee. Acest fenomen se produce ns pentru rocile fin

    granulare numai la temperaturi foarte sczute. n practic, pentru a se obine rezistene ct mai mari ale

    rocilor ngheate, trebuie s se in seama de granulometria lor, coborndu-se temperatura de ngheare

    cu att mai mult, cu ct granulele rocilor respective sunt mai mici. Practica a artat c n cazul rocilor

    argiloase, temperatura de ngheare trebuie s fie mult mai sczut ca aceea a rocilor nisipoase sau a

    pietriurilor.

    ncercrile de laborator i observaiile practice de la lucrrile de spturi prin pmnturi ngheate

    (puuri, galerii, tuneluri etc.) au artat c rocile ngheate se comport n general ca materiale

    elastoplastice i plastice, n funcie de temperatura respectiv. Aceast caracteristic a rocilor congelate

    se datoreaz proprietii plastice a gheii. Mrimea deformaiilor plastice a rocilor ngheate depinde de

    mrimea i de durata eforturilor care acioneaz asupra lor.

    Din experiena cptat n diferite ri, la spturile de lucrri prin ngheare s-a tras concluzia c

    pentru a se obine rezistene ct mai mari ale rocilor respective, trebuie s se foloseasc temperaturi ct

    mai sczute - corespunztoare naturii i granulometriei acelor roci i s se lucreze cu viteze de ngheare

    ct mai mari.

  • Modulul de elasticitate E depinde de temperatura rocilor ngheate i ntr-o prim aproximaie se

    poate stabili cu urmtoarea relaie:

    , =parametrii care depind de roca luat n considerare;

    t=valoarea absolut a temperaturii (sub 0C).

    Bibliografie

    [1] imbarevici, P. M. Rudnicinoie hreplenie (trad. dini. rus). Bucureti, Editura tehnic, 1953.

    [2] Niggli, P. Algemeine Lehre der Gesteinen und Miner alia ger stten. n: Exogene Gesteine

    und Minerallagersttten.

    [3] imbarevici P. M. Mehanika gornh porod. n: Ugletehizdat, 1948.