Geotehnica I

IACINT MANOLIU NICOLETA RĂDULESCU

GEOTEHNICĂ I

UNIVERSITATEA TEHNICĂ DE CONSTRUCŢII BUCUREŞTI

2010

5

CUPRINS Pag.

INTRODUCERE 7 1. Noţiuni preliminare 7 2. Scurt Istoric 11 Capitolul 1. NATURA ŞI COMPOZIŢIA PĂMÂNTURILOR 13 1.1. Originea şi tipurile depozitelor de pământ 13 1.2. Particulele de pământ 16 1.2.1. Compoziţia granulometrică sau granulozitatea 16 1.2.1.1. Efectuarea analizei granulometrice 16 1.2.1.2. Reprezentarea grafică a compoziţiei granulometrice 20 1.3. Compoziţia mineralogică a pământurilor 24 1.3.1. Minerale primare 24 1.3.2. Minerale argiloase 25 1.4. Sarcina electrică şi capacitatea de schimb a mineralelor argiloase 28 1.5. Interacţiunea dintre apă şi mineralele argiloase 31 1.6. Plasticitatea şi coeziunea. Consistenţa 32 1.7. Structura pământurilor 41 1.7.1. Structura pământurilor necoezive 41 1.7.2. Structura pământurilor coezive 43 1.7.3. Modificări structurale la pământurile coezive 46 1.8. Proprietăţile fizice de bază ale pământurilor 48 1.8.1. Porozitatea, indicele porilor, umiditatea 48 1.8.2. Greutăţi unitare ale pământurilor 51 1.8.3. Gradul de saturaţie 56 1.9. Identificarea, clasificarea şi descrierea pământurilor 57

6

Pag. Capitolul 2. APA ÎN PĂMÂNT 59 2.1. Apa reţinută 59

2.1.1. Apa capilară 59 2.1.2. Apa adsorbită 62 2.1.3. Deplasarea apei reţinute în pământ 63 2.1.4. Fenomene higro - termice în pământuri 65 2.2. Apa liberă 69 2.2.1. Curgerea apei în pământuri 69 2.2.2. Permeabilitatea pământurilor 72 2.2.3. Ecuaţiile mişcării apei prin pământ. Spectrul hidrodinamic 77 2.2.4. Acţiunea mecanică a apei asupra pământului (Acţiunea hidrodinamică) 84 Capitolul 3. EVACUAREA APEI DIN EXCAVAŢII 91 3.1. Epuismentul direct 91 3.2. Coborârea generală a nivelului apei subterane (epuismente indirecte) 94

BIBLIOGRAFIE 103

Introducere

Iacint Manoliu & Nicoleta Rădulescu - Geotehnică I

7

INTRODUCERE

1. NOŢIUNI PRELIMINARE

Fundaţia - reprezintă partea din construcţie care preia încărcările aduse de suprastructură şi le transmite la terenul de fundare.

Terenul de fundare - este acea parte a scoarţei terestre în cuprinsul căreia se manifestă influenţa încărcărilor transmise de fundaţii.

Straturile care alcătuiesc terenul de fundare pot fi formate din roci compacte sau pământuri. a) Rocile compacte (roci stâncoase sau semi-stâncoase) sunt caracterizate prin rezistenţe

mecanice mari, de acelaşi ordin de mărime sau chiar mai mari decât ale materialelor de construcţii artificiale (zidărie de cărămidă, beton simplu, beton armat).

De aceea, fundarea construcţiilor obişnuite pe asemenea roci nu ridică probleme deosebite. La construcţiile speciale (baraje, tuneluri hidrotehnice etc.) la care eforturile transmise de construcţie la teren sunt foarte mari, trebuiesc cunoscute amănunţit proprietăţile rocilor compacte din terenul respectiv.

− Roci stâncoase:

� rezistenţe mecanice foarte mari, Rc > 50 daN/cm2; � stabile la acţiunea apei.

− Roci semistâncoase: � rezistenţe mecanice reduse, Rc < 50 daN/cm2; � influenţate de prezenţa apei (contracţie - umflare).

„Mecanica rocilor” este disciplina constituită în a doua jumătate a sec. XX care se ocupă cu

studiul rocilor compacte. b) Rocile dezagregate (pământurile) sunt roci sedimentare provenite din dezintegrarea pe

cale fizică şi chimică a rocilor compacte în bucăţi, de la dimensiunile blocurilor de piatră (> 20 cm), până la dimensiunile particulelor de argilă (dimensiuni coloidale de ordinul micronilor).

Pământurile, medii disperse alcătuite din particule cu sau fără legătură între ele, sunt sisteme trifazice:

− faza gazoasă (aer, alte gaze); − faza lichidă (în general apă); − faza solidă (particule de roci care formează scheletul solid sau mineral).

Între cele trei faze componente se stabilesc legături care se modifică neîncetat sub acţiunea

unor factori externi, între care încărcările transmise de construcţii. Raportul între cele trei faze variază în timp din cauza unor factori naturali (temperatură, umiditate) şi a încărcărilor transmise de construcţii.

Introducere


8

Rezistenţele mecanice fiind mult mai mici decât rezistenţele materialelor artificiale de construcţii, între elementele portante ale structurii (ziduri, stâlpi, diafragme etc.) şi teren trebuie interpus un element de repartizare: fundaţia.

De studiul proprietăţilor pământurilor se ocupă „Mecanica pământurilor” (Geotehnica). Locul geotehnicii în rândul disciplinelor tehnice

Geotehnica face parte din familia largă a „Mecanicii construcţiilor”, dar în acelaşi timp face apel şi se întrepătrunde cu numeroase alte discipline (Fig. 1).

1. Pământul ca suport al construcţiilor (teren de fundare). Fie o structură de beton armat sau metal în cadre, având ca fundaţie o placă extinsă pe

întreaga suprafaţă a construcţiei, numită radier. Să admitem că încărcarea transmisă de structură radierului este centrică, iar presiunea la

contactul radierului cu terenul este uniformă, p. Presiunea p determină în teren apariţia unor eforturi unitare verticale σz care se suprapun

peste eforturile unitare σgz date de greutatea proprie a pământului. Influenţa lui p se stinge la o adâncime mare faţă de talpa fundaţiei.

Dar eforturile σz care prezintă interes practic se exercită pe o adâncime limitată. De exemplu, izobara (curba de egal efort) a lui 0, 2

zpσ = se extinde pe o adâncime de cca. 3 B, iar

izobara lui 0,1z

pσ = pe adâncimea de cca. 6 B, B fiind lăţimea fundaţiei (Fig. 2). Examinând

influenţa presiunii p asupra terenului de fundare se pun două probleme:

Fig. 1. Principalele aspecte în legătură cu pământurile la lucrările de construcţii

a) Problema de deformaţii (tasări) (Fig. 3) Notăm cu s tasarea - care este deformaţia pe verticală a terenului de fundare într-un punct

dat. Interesează mărimea tasărilor, modul de evoluţie al acestora în timp etc. σgz este efortul unitar vertical dat de greutatea proprie a pământului. Zona activă este zona de sub talpa fundaţiei în cuprinsul căreia efortul suplimentar σz este suficient de mare pentru a fi luat în consideraţie la calculul deformaţiilor probabile.

Introducere


9

Un criteriu uzual de definire a zonei active este: 0, 2

z gzσ σ=

Sunt pământuri la care tasarea este un proces de lungă durată, uneori de ordinul sutelor de ani (pământuri argiloase); la altele este un proces de scurtă durată (pământuri prăfoase), iar la altele se produce practic odată cu aplicarea încărcărilor (pământuri nisipoase).

Fig. 2

Fig. 3

Problema de deformaţii constă din compararea deformaţiei calculate cu deformaţia

acceptabilă atât pentru structura de rezistenţă cât şi pentru exploatarea normală a construcţiei. b) Problema capacităţii portante

Atunci când presiunea pe talpa fundaţiei atinge o valoare critică, per, se produce pierderea capacităţii portante în urma formării în teren a unei suprafeţe de cedare, însoţită de răsturnarea structurii (Fig. 4).

Suprafaţa de fundare trebuie să fie astfel dimensionată încât să nu existe riscul de a se pierde capacitatea portantă a terenului de fundare.

Fig. 4

Introducere


10

2. Pământul ca acţiune (solicitare) asupra construcţiilor Sunt construcţii care trebuie dimensionate la acţiunea pământului, ca de exemplu lucrările de

susţinere. În figura 5 sunt date două exemple

Fig. 5. Lucrări de susţinere: a - zid de sprijin; b – sprijinirea pereţilor unei săpături

3. Pământul ca material pentru construcţii de pământ. În figura 6 se dau două exemple:

Fig. 6 - Construcţii de pământ:

a - rambleu pentru calea ferată (are rolul atât de suport pentru structura căii ferate cât şi de construcţie de pământ); b - dig

4. Lucrări de excavaţii şi modificări ale taluzurilor naturale Se execută o lucrare subterană prin excavare deschisă (debleu) (Fig. 7).

Fig. 7

Se cere alegerea unei pante 1:m a taluzului astfel încât stabilitatea acestuia să fie asigurată. Dar o suprasarcină q, modificarea stării de umiditate a pământului sau alte cauze pot determina pierderea de stabilitate a taluzului, în lungul unei suprafeţe de alunecare şi atingerea unei noi forme de echilibru a terenului.

Introducere


11

Înscrierea unei lucrări într-un versant poate impune modificarea versantului prin decopertare la partea superioară şi rambleiere la partea inferioară (Fig. 8). Se pune problema asigurării stabilităţii în aceste condiţii.

Aşadar, iată câteva probleme la care trebuie să răspundă Geotehnica: − tasarea construcţiilor; − capacitatea portantă a terenului de fundare; − împingerea pământului; − asigurarea calităţii şi verificarea lucrărilor de pământ; − stabilitatea taluzurilor şi versanţilor.

Fig. 8

2. SCURT ISTORIC

Până spre sfârşitul secolului XVIII, problemele pe care le ridica fundarea construcţiilor au

fost rezolvate empiric. În anul 1773 savantul francez Coulomb a elaborat o teorie privind împingerea pământurilor

asupra zidurilor de sprijin, valabilă şi astăzi. Coulomb a formulat şi o relaţie între rezistenţa la forfecare a pământului (τf) şi efortul normal σ din masivul de pământ:

tg

fcτ σ= ⋅ ϕ + ⇒ dreapta lui Coulomb

unde: ϕ - unghi de frecare interioară; c - coeziune.

În 1853, inginerul englez Rankine a studiat starea de echilibru limită în pământurile fără

coeziune (medii pulverulente), cu aplicare la calculul stabilităţii fundaţiilor şi al împingerii pământurilor.

Teoriile lui Coulomb şi Rankine constituie mecanica pământurilor clasică. În 1885 matematicianul francez Boussinesq a formulat soluţia unei probleme de bază a

Teoriei Elasticităţii, cea referitoare la distribuţia eforturilor într-un mediu elastic semi infinit, acţionat de o forţă concentrată aplicată la suprafaţa mediului. Această soluţie a fost şi este folosită şi în prezent la studiul stării de tensiuni în terenul de fundare asimilat cu un mediu elastic.

Între 1918 şi 1922 suedezul Fellenius, analizând cauzele unor alunecări de teren catastrofale pentru căile ferate, a elaborat o metodă pentru verificarea stabilităţii taluzurilor în masivele de pământ omogene şi stratificate.

În anul 1925, inginerul de origine austriacă Karl Terzaghi a publicat tratatul „Erdbaumechanik” (Mecanica pământurilor), lucrare se sinteză care îl consacră drept întemeietorul

Introducere


12

Mecanicii pământurilor moderne. Dintre contribuţiile lui Terzaghi, teoria consolidării argilelor explică mecanismul deformării în timp, sub solicitare constantă, a pământurilor argiloase.

Lui Terzaghi îi aparţine şi introducerea noţiunilor de presiune efectivă şi presiune neutrală şi enunţarea principiului efortului efectiv.

Efortul unitar din interiorul masivului este preluat de scheletul mineral (efortul efectiv pef) şi de apa din pori (presiunea neutrală sau presiunea apei din pori, pw).

ef wp pσ = +

Principiul efortului efectiv: comportarea pământului sub solicitare depinde de mărimea efortului efectiv.

În secolul XX, prin contribuţiile lui Karl Terzaghi şi ale altor numeroşi ingineri din întreaga lume, Geotehnica s-a constituit şi s-a afirmat ca o ramură ştiinţifică de bază, a cărei aplicare este indispensabilă pentru realizarea tuturor categoriilor de construcţii.

În 1935 s-a înfiinţat Societatea Internaţională de Mecanica Pământurilor şi Geotehnică, având drept prim preşedinte pe Karl Terzaghi, care a organizat în 1936 la Cambridge, Masachussetts (S.U.A.) primul Congres Mondial de Mecanica Pământurilor şi Fundaţii. Cel de al 2-lea Congres s-a desfăşurat în 1948 la Rotterdam, iar din 1953 aceste congrese se organizează cu regularitate din 4 în 4 ani. Cea de a XVII-a ediţie a avut loc în octombrie 2009 la Alexandria, iar următoarea ediţie va avea loc în 2013 la Paris.

Geotehnica în România

În 1939 s-a înfiinţat primul laborator geotehnic în cadrul Administraţiei Porturilor şi Căilor

de Comunicaţii pe Apă (P.C.A.). Până atunci, totul se rezuma la examinarea vizuală a pământurilor, iar pentru lucrările mai importante se trimiteau probe de pământ la laboratoare din străinătate.

În 1949 a luat fiinţă în cadrul Institutului de Construcţii Bucureşti, în prezent Universitatea Tehnică de Construcţii Bucureşti, Catedra de Geotehnică şi Fundaţii, singura de acest profil din ţară.

Cu începere din 1950 s-au înfiinţat unităţi geotehnice în institutele de proiectare, secţii şi laboratoare de geotehnică şi fundaţii în institutele de cercetări din domeniul construcţiilor.

În anul 1967 s-a desfăşurat la Bucureşti prima Conferinţă Naţională de Geotehnică şi Fundaţii, urmată la intervale de patru ani de conferinţe la Bucureşti (1971), Timişoara (1975), Iaşi (1979), Cluj-Napoca (1983) şi Galaţi (1987).

La 12 ianuarie 1990 s-a întemeiat la Bucureşti Societatea Română de Geotehnică şi Fundaţii, cea dintâi asociaţie profesională din domeniul construcţiilor fondată după Revoluţia din decembrie 1989. Primul Preşedinte al Societăţii a fost prof. Emil Botea, urmat între 1990 şi 1996 de prof. Ion Stănculescu iar din 1996 de prof. Iacint Manoliu.

Din 1991, Societatea Română de Geotehnică şi Fundaţii (SRGF) a devenit membră a Societăţii Internaţionale de Mecanica Pământurilor şi Fundaţii, în prezent Societatea Internaţională de Mecanica Pământurilor şi Inginerie Geotehnică (International Society for Soil Mechanics and Geotechnical Engineering - ISSMGE).

S.R.G.F. a organizat Conferinţele naţionale de după 1990 (1992 – Timişoara, 1996 – Iaşi, 2000 – Cluj-Napoca, 2004 – Bucureşti, 2008 – Timişoara) precum şi conferinţe internaţionale puse sub egida Societăţii Internaţionale: 1995 – a X-a Conferinţă Dunăreană – Europeană; 2001 – prima Conferinţă Internaţională pentru Învăţământul de Geotehnică; 2003 – a doua Conferinţă Mondială a Tinerilor geotehnicieni; 2008 – prima Conferinţă Internaţională privind Învăţământul în Ştiinţele Inginereşti ale Pământului – Geotehnica, Mecanica Rocilor, Geologia Inginerească.

Capitolul 1. Natura şi compoziţia pământurilor


13

Capitolul 1

NATURA ŞI COMPOZIŢIA PĂMÂNTURILOR

1.1. ORIGINEA ŞI TIPURILE DEPOZITELOR DE PĂMÂNT

Din punct de vedere ingineresc, pământurile reprezintă acumulări de particule minerale

necimentate sau slab cimentate. Toate pământurile îşi au originea, direct sau indirect, din rocile compacte care, potrivit

genezei lor, se clasifică după cum urmează: – roci eruptive, formate prin răcirea materialului fierbinte topit numit magmă, produsă

în interiorul sau la suprafaţa scoarţei terestre; exemple de roci eruptive: granit, bazalt, andezit, gabbro, sienit, porfir etc.;

– roci sedimentare, formate prin depunerea de sedimente în bazine de apă, ca de pildă lacuri, mări, oceane; exemple: calcare, gresii, marne, conglomerate, brecii etc.;

– roci metamorfice, formate prin alterarea rocilor existente sub efectul temperaturilor extreme (marmoră, cuarţit) sau presiunilor extreme (şisturi).

Procesele prin care rocile compacte sunt transformate în pământuri au loc la suprafaţa sau în apropiere de suprafaţa scoarţei terestre, sunt complexe şi ciclice prin natura lor şi se caracterizează prin trei faze: eroziune, transportul şi sedimentarea.

Eroziunea se defineşte drept dezintegrarea pe cale fizică şi chimică a rocilor din scoarţa terestră.

Procese de natură fizică sunt eroziunea prin acţiunea vântului, apelor, gheţarilor sau dezintegrarea ca urmarea îngheţului şi dezgheţului succesiv al apei din fisurile şi crăpăturile rocilor. Particulele de pământ care rezultă au aceeaşi compoziţie ca a rocii-mamă, dar se înscrie într-o gamă largă de dimensiuni, de la blocurile de rocă până la făina de rocă formată prin acţiunea de şlefuire a gheţarilor.

Câteva exemple de procese fizice: – acţiunea îngheţului, în care apa din fisurile rocii se umflă prin îngheţ, provocând

desprinderea unor fulgi din rocă, cu forme ascuţite şi tăioase; – acţiunea vântului, care conduce la rotunjirea particulelor; – furtunile şi torenţii care rezultă, provocând mişcarea unor mari cantităţi de

sfărâmături de rocă; – acţiunea mării asupra ţărmurilor.

Procesele chimice conduc la modificări ale compoziţiei rocii-mamă, ca urmare a acţiunii apei (îndeosebi dacă sunt prezente urme de acizi sau baze), a oxigenului şi a bioxidului de carbon. Alterarea chimică produce grupări de particule cristaline de dimensiuni coloidale (< 0,002 mm), denumite minerale argiloase.



14

Câteva exemple de alterare chimică: – bioxidul de carbon dizolvat în apa din precipitaţii formează o soluţie slabă de acid

carbonic care atacă multe minerale din alcătuirea rocilor; – oxigenul din atmosferă şi din apa de ploaie produce oxidarea, în special a rocilor care

conţin Fe; – apa de ploaie, drenându-se prin pătura de pământ vegetal, se poate îmbogăţi cu acid

carbonic şi oxigen din materiile vegetale în descompunere sau humus. De regulă, noile minerale formate prin alterare chimică au proprietăţi chimice şi fizice total

diferite de ale materialelor din care provin. Depozitele de pământ realizate pe cale naturală se clasifică în pământuri reziduale şi

pământuri transportate. Se numesc pământuri reziduale cele care nu sunt transportate, ci rămân pe locul de formare. Se întâlnesc acolo unde procesele chimice de alterare predomină asupra celor fizice, ca de pildă pe teritoriile plate din zonele tropicale. Un exemplu tipic îl constituie lateritele, materiale bogate în oxizi de fier şi de aluminiu, care acoperă teritorii vaste în Africa şi America de Sud. O varietate de laterite este bauxita, întâlnită şi în România.

Cea mai răspândită varietate de pământ rezidual, o constituie solul sau pământul vegetal, aflat la suprafaţa terenului. Este un pământ puternic alterat, bogat în humus, având în mod obişnuit o grosime între 0,5 şi 2,5 m, a cărui trăsătură distinctivă o constituie fertilitatea, capacitatea de a permite creşterea vegetaţiei. Solul este important pentru agricultură (Pedologia sau Ştiinţa solului este o disciplină de bază pentru formarea inginerilor agronomi). Solul este îndepărtat de sub fundaţiile construcţiilor, deoarece este total nefavorabil ca teren de fundare.

Pământurile transportate sunt cele care au fost deplasate de pe locaţia originară şi depozitate în altă parte. Principalii agenţi de transport sunt apa, gheaţa şi vântul. Dimensiunile şi forma particulelor într-un depozit de pământ transportat sunt puternic influenţate de agentul de transport şi de modul de depunere.

Principalul efect al transportului îl constituie sortarea, separarea după dimensiuni a componentelor, influenţată atât de natura cât şi de dimensiunile rocii sau particulelor minerale originare. În zone de climat arid, de exemplu, un praf fin poate fi transportat de vânt la mari distanţe, formând prin depozitare pământul denumit loess, a cărui principală caracteristică o reprezintă sensibilitatea la umezire. Pământurile loessoide ocupă 17% din teritoriul României.

Pământurile formate prin acţiunea de transport a apei acoperă mari suprafeţe. Prin curgere, unele minerale pot fi dizolvate, unele particule sunt transportate în suspensie, altele se depun şi se rostogolesc. Volumul de părţi solide depinde în mare măsură de viteza de curgere. În cursul superior viteza e mare şi chiar blocurile mari pot fi mişcate. Pe măsură ce râurile se aproprie de vărsarea în mare, are loc procesul de sedimentare: la început se depun particulele de pietriş, apoi cele de nisip mare şi mijlociu în zona luncilor inundabile, iar în final, în zonele de estuar şi deltă, nisipurile fine şi prafurile. Particulele de argilă, ca urmare a dimensiunilor foarte mici şi a formei de foiţă, tind să fie transportate mai departe în mări şi lacuri.

Pământurile depozitate în urma acţiunii de transport a râurilor, numite pământuri aluvionare, sunt de obicei uniforme. În procesul de transport, particulele vin în contact cu fundul râului sau unele cu altele, iar abraziunea care are loc le rotunjeşte. La vărsarea râului într-un bazin cu apă relativ liniştită, viteza de curgere se anulează iar materialul fin aflat încă în suspensie se depune treptat. Pământurile astfel formate se numesc în funcţie de mediul în care are loc sedimentarea: în lacurile cu apă dulce depozite lacustre, în estuare depozite de estuar, în deltă depozite deltaice.



15

Marea este, de asemenea, un agent important în ciclul de eroziune, transport şi sedimentare. Valurile care lovesc neîncetat coasta erodează ţărmul prin propriul lor impact dar şi prin acţiunea particulelor pe care le cară. Fragmentele de roci sparte şi rotunjite se acumulează spre a forma depozite de plajă. Materialul fin produs prin această continuă abraziune, împreună cu cel adus de râuri, poate rămâne în suspensie şi cărat de curenţii marini spre a forma prin depunere depozite

marine. În concluzie, transportul şi sedimentarea de către apă produce particule cu formă rotunjită şi

depozite de pământ care pot fi uniforme, adică având toate particulele cu aproximativ aceeaşi dimensiune sau stratificate, cu o sortare pe verticală a particulelor de diferite mărimi, cu cele mai mari la bază.

Gheaţa, reprezentată de gheţarii care au acoperit până cu circa 10000 ani în urmă mari

porţiuni din Europa şi America de Nord, a fost un agent foarte activ atât de eroziune cât şi de transport. Pătura de gheaţă în expansiune a nivelat crestele dealurilor, a dislocat roci şi a amestecat materialele pe măsură ce erau împinse spre sud. Un gheţar acţionează ca o bandă transportoare în mişcare lentă, cărând uneori blocuri foarte mari la distanţe considerabile. Datorită greutăţii, blocul se scufundă în pătura de gheaţă, iar când atinge talpa gheţarului se freacă de roca de bază putându-se transforma într-o făină de rocă fină. Materialul depus direct de gheţar este numit argilă cu blocuri. Materialul depus pe măsură ce gheţarul începe să se topească şi să se retragă este numit morenă.

Activitatea geologică asociată cu perioadele de glaciaţiune influenţează comportarea în

prezent a pământurilor. Grosimea mare a gheţarului generează presiuni foarte mari, de ordinul 900 kN/m2 pentru fiecare 100 m de gheaţă, obligând particulele să se apropie una de alta pe măsura reducerii volumului porilor. Topirea ulterioară a gheţii a înlăturat aceste presiuni, de aceea este posibil să se întâlnească pământuri care au fost supuse pentru un timp în trecut la presiuni mult mai mari decât cele la care sunt supuse în prezent. Acestea se numesc pământuri supraconsolidate.

Depozitele de argilă şi praf formate prin sedimentarea în lacuri, estuare şi lunci inundabile şi

care conţin cantităţi importante de material organic, sub forma de materii de origine minerală sau vegetală în descompunere, se numesc pământuri organice. Materialul organic a putut fi cărat de râu sau adus de vânt sau poate proveni din vegetaţia care a crescut în zonele respective în ciclurile periodice cu şi fără depuneri. Prezenţa materiilor organice este de regulă semnalată prin culoarea de la cenuşiu închis la negru, prin mirosul specific asociat cu vegetaţia putrezită. Când materialul organic este în exces, în timp ce partea minerală est mult redusă, se obţine turba. Asemenea depozite apar în mod frecvent deasupra unor argile şi prafuri organice şi se formează deseori prin umplerea treptată a unui lac. Prezenţa turbei în cuprinsul terenului de fundare este asociată cu riscul unor tasări foarte mari, dacă nu sunt luate măsuri speciale.

O categorie specială de depozite de pământuri o reprezintă umpluturile. Acestea sunt

formate din materiale depuse în legătură cu diverse lucrări inginereşti, de obicei pământuri şi roci excavate dar şi sfărâmături din cariere, deşeuri de construcţii, cenuşi sau chiar resturi menajere. Umpluturile se folosesc la terasamentele de drumuri, căi ferate, diguri, baraje din materiale locale, la teritorii câştigate pe seama mării, la umplerea carierelor vechi şi a minelor abandonate etc.

Realizarea unei umpluturi în mod neorganizat, prin aruncarea la întâmplare a materialului,

conduce la formarea unui depozit afânat, instabil şi foarte compresibil, care va impune o foarte



16

atentă examinare dacă se intenţionează utilizarea ca teren de fundare. Dimpotrivă, dacă umplutura este realizată în condiţii controlate şi compactată corespunzător, se poate obţine un material stabil, a cărui comportare sub încărcări poate fi estimată.

1.2. PARTICULELE DE PĂMÂNT

Orice masă de pământ constă dintr-un ansamblu de particule solide şi golurile dintre ele care

sunt denumite pori. Particulele solide, alcătuite din diferite minerale, formează faza solidă. Apa din pori formează faza lichidă iar aerul din porii neocupaţi de apă sau sub formă de bule în apa din pori – aer oclus - formează faza gazoasă. Într-o secţiune printr-o probă de pământ parţial saturat (Fig. 1.1) se disting cele trei faze.

Fig. 1.1. 1 – particulă solidă; 2 – apă; 3 – aer

În paragrafele următoare se examinează caracteristici ale fazei solide.

1.2.1. COMPOZIŢIA GRANULOMETRICĂ SAU GRANULOZITATEA

Compoziţia granulometrică reprezintă conţinutul în fracţiuni granulare exprimat în procente

din greutatea totală a materialului uscat. Fracţiunea granulară este partea unui pământ care poate fi distinsă pe baza dimensiunilor

definite ale particulelor. În scopul clasificării pământurilor, SR EN ISO 14688-1:2004 defineşte fracţiunile granulare

date în tabelul 1.1. 1.2.1.1. EFECTUAREA ANALIZEI GRANULOMETRICE

Operaţia de laborator prin care se determină granulozitatea unui pământ se numeşte analiza

granulometrică. În funcţie de mărimea particulelor, analiza granulometrică se poate efectua:

– prin cernere – prin sedimentare – prin cernere şi sedimentare.



17

Tabelul 1.1 – Fracţiuni granulare

Fracţiuni ale

pământului Subdiviziuni Simboluri Mărimea particulelor (mm)

Blocuri mari LBo (large boulders) > 630 Blocuri Bo (boulders) > 200 la 630 Pământ foarte grosier

Bolovăniş Co (cobbles) > 63 la 200 Pietriş Gr (gravel) > 2,0 la 63

Pietriş mare CGr (Coarse gravel) > 20 la 63 Pietriş mijlociu MGr (Medium gravel) > 6,3 la 20

Pietriş mic FGr (Fine gravel) > 2,0 la 6,3 Nisip Sa (sand) > 0,063 la 2,0

Nisip mare CSa (Coarse sand) > 0,63 la 2,0 Nisip mijlociu MSa (Medium sand) > 0,2 la 0,63

Pământ grosier

Nisip fin FSa (Fine sand) > 0,063 la 0,2 Praf Si (silt) > 0,002 la 0,063

Praf mare CSi (Coarse silt) > 0,02 la 0,063 Praf mijlociu MSi (Medium silt) > 0,0063 la 0,02

Praf fin FSi (Fine silt) > 0,002 la 0,0063 Pământ fin

Argilă Cl (clay) ≤ 0,002 NOTĂ: Simbolurile au la bază denumirile în limba engleză ale fracţiunilor respective, date în

paranteză.

Analiza prin cernere

– cernere cu ciururi pentru granule > 2 mm – cernere cu site pentru granule cuprinse între 2 şi 0,63 mm.

Se foloseşte o baterie de site cu ochiuri din ce în ce mai mici, pornind de sus în jos. Raporturile dintre dimensiunile ochiurilor a două site consecutive trebuie să fie mai mic

de 2. Se supune cernerii o cantitate de cca. 200 grame material în stare uscată. Se cântăresc

cantităţile rămase pe fiecare sită şi se raportează la cantitatea totală. Analiza prin sedimentare (cu areometrul sau cu pipeta) se utilizează pentru particule mai

mici ca 0,063 mm. Se supune analizei o suspensie cu un volum de 1.000 cm3 formată prin amestecare cu apă a unei cantităţi de 30 - 50 g de pământ în stare uscată.

După omogenizare, cilindrul cu suspensia se aşează pe o suprafaţă orizontală. Metoda se

bazează pe două fenomene fizice: – sedimentarea particulelor se face cu viteză variabilă în funcţie de diametru; – în timp, pe măsura sedimentării, densitatea suspensiei se micşorează.

Parametrii de determinat sunt: – diametrul particulelor – procente (cât la sută din material este în suspensie la un moment dat).



18

Aflarea diametrelor

Legea care guvernează căderea particulelor în apă este legea lui Stokes. Ipoteze:

– particulele se presupun a fi sfere; – în momentul iniţial suspensia se consideră uniformă, omogenă.

( )6 s wr v V gπ η γ γ= − ⋅

unde: η - coeficientul de vâscozitate al suspensiei γs - greutatea specifică a particulelor solide γw - greutatea specifică a apei.

v - viteza particulelor

( )34

63s w

rr v g

ππ η γ γ

⋅= − ⋅

2 22

9s wv g r v A d

γ γ

η

−= ⋅ → = ⋅

(1.1)

( ), , ,s wA f g γ γ η=

Se consideră că în cădere particulele sunt în mişcare uniformă:

rH

vt

= (1.2)

în care: Hr - distanţa de la suprafaţa lichidului la planul de referinţă; t - intervalul de timp de la momentul iniţial la momentul măsurătorii.

Din relaţiile (1.1) şi (1.2) rezultă:

rH

dA t

=⋅

Interpretare: la timpul t de la începutul sedimentării, toate particulele cu diametrul > d

s-au depus în raport cu un plan de referinţă aflat la distanţa Hr de la suprafaţa suspensiei; particulele cu diametrul < d sunt în suspensie, se află deasupra planului de referinţă.

Determinarea cantităţii de material aflat în suspensie

Pot fi utilizate două tehnici de laborator:

− cu pipeta − cu areometrul.

Prima metodă constă în extragerea cu pipeta, de la o adâncime Hr determinată, a unui volum dat de suspensie. După evaporarea apei, se determină cantitatea de material solid aflat în suspensie în momentul recoltării probei.



19

Exemplu: - volumul probei extrase cu pipeta = 10 cm3 - volumul suspensiei = 1.000 cm3

- cantitatea de material solid aflat în proba extrasă cu pipeta = 0,1 g - cantitatea totală de material solid 40 g

10 cm3 ................................... 0,1 g 1.000 cm3 ................................... x ⇒ x = 10 g Cantitatea procentuală de material solid aflat în suspensie în momentul recoltării probei: 10

100 25%40

⋅ =

În felul acesta, la fiecare recoltare a unei probe cu pipeta de la aceeaşi adâncime Hr, la

diferiţi timpi t, se stabileşte cantitatea de material solid aflat în suspensie. Cea de a doua metodă se bazează pe determinarea pe cale indirectă a cantităţii de material

solid în suspensie, cunoscându-se densitatea suspensiei stabilită cu areometrul (Fig. 1.2). Pe măsură ce se depun particulele, densitatea suspensiei scade.

Fig. 1.2

Densitatea măsurată cu areometrul se exprimă sub forma

11.000

Rρ = +

unde: R - citire redusă pe areometru.

Exemplu: 3 22

1,022 g/cm 11.000

ρ ρ= → = +

Trebuie determinată cantitatea x de material din suspensie.

31 1.000 1.000 1 1 1g/cm1.000 w

s

R xx;ρ

ρ

+ ⋅ = ⋅ − ⋅ + =

(1.3)

11.000 1.000 1

1 1

s

s

s

s

s

R x

Rx R

ρ

ρ

ρ

γ

γ

+ = + −

⋅=

−

= ⋅−

100% 100

1s

t t s

xd R

G G

γ

γ= ⋅ = ⋅ ⋅

− (1.4)

unde Gt este greutatea totală a materialului analizat. Citirile pe areometru sunt afectate de două corecţii:



20

– corecţia de temperatură – corecţia de menisc.

În cazul metodei cu areometrul, adâncimea planului de referinţă Hr nu mai este constantă ca

la metoda cu pipeta, ci se modifică odată cu scăderea în timp a densităţii suspensiei. Pentru aflarea lui Hr se utilizează diagrame de etalonare pentru fiecare areometru în parte.

1.2.1.2. REPREZENTAREA GRAFICĂ A COMPOZIŢIEI GRANULOMETRICE

Curba granulometrică este cea mai uzuală formă de reprezentare a compoziţiei

granulometrice. Pe axa orizontală se reprezintă diametrele granulelor la scară logaritmică iar pe axa verticală

sunt reprezentate procentele. Un punct M de pe curbă arată că a % din material are diametrul < d (Fig. 1.3). De exemplu, punctul M de pe curba din figura 1.3: 60% din material are diametrul mai mic

decât 0,3 mm. Curba se construieşte prin puncte, numărul lor fiind egal cu numărul de ciururi sau site în

cazul cernerii, şi cu numărul de prelevări cu pipeta sau de citiri cu areometrul în cazul analizei prin sedimentare.

Fig. 1.3 Histograma (diagrama în trepte) Fiecare treaptă corespunde fracţiunii granulometrice definită de cele două diametre d şi d'

între care este cuprinsă treapta (Fig. 1.4).



21

Fig. 1.4

Înălţimea treptei exprimă procentul aferent fracţiunii respective. Dacă intervalele dintre

diametre sunt mici, trecerea nu se face în salturi, ci continuu. Unind cu o linie continuă mijloacele treptelor se obţine curba frecvenţelor (Fig. 1.5).

Fig. 1.5 Un punct N de pe curba frecvenţelor arată că a % din material are diametrul d. Diagrama ternară (Fig. 1.6) utilizează proprietăţile triunghiului echilateral. Cele trei laturi

sunt gradate de la 0 la 100 (procente) şi sunt atribuite fiecare unei anumite fracţiuni granulometrice (de obicei celor trei fracţiuni principale: nisip, praf, argilă).

Fig. 1.6



22

În diagrama ternară compoziţia granulometrică a unui pământ se reprezintă printr-un punct. Exemplu: fie un pământ cu următoarea compoziţie granulometrică:

50 % N (nisip) 30 % P (praf) 20 % A (argilă) Se procedează astfel:

În dreptul procentului 50% pe latura (N) se duce o paralelă la latura precedentă (A), iar în dreptul procentului 30% pe latura (P), o paralelă la latura (N). Cele două paralele se intersectează în B, care defineşte compoziţia granulometrică a pământului respectiv.

O utilizare în practică a diagramei ternare apare la realizarea amestecurilor de pământuri,

pentru modificarea în sensul dorit a proprietăţilor pământurilor folosite la terasamente. Dându-se două pământuri, cărora le corespund în diagrama ternară două puncte B şi C, un

pământ obţinut prin amestecarea în orice proporţii a pământurilor B şi C este reprezentat printr-un

punct D aflat pe dreapta BC (Fig. 1.7). Exemplu: În diagrama ternară din figura 1.7 sunt date pământurile B şi C. Se cere aflarea fracţiunilor

granulare ale unui pământ D obţinut din amestecul a 20% pământ B şi 80% pământ C. Pentru aflarea pământului D se procedează astfel:

– se împarte dreapta BC în 100 de diviziuni, care se marchează începând din C. În dreptul valorii de 20 % se obţine punctul căutat D;

– se duc paralele din D la cele 3 laturi ale triunghiului şi se obţine astfel compoziţia granulometrică a pământului D (în procente din fracţiunile principale N, P, A).

Fig. 1.7



23

UTILIZAREA CUNOAŞTERII GRANULOZITĂŢII.

CLASIFICAREA PĂMÂNTURILOR PE BAZA GRANULOZITĂŢII

În vederea clasificării, trebuie stabilite procentele din diferitele fracţiuni granulare definite în

tabelul 1.1. Cele mai multe pământuri sunt compozite, alcătuite dintr-o fracţiune granulară principală şi

din fracţiuni granulare secundare. Pământurile compozite sunt denumite cu un termen principal, care corespunde fracţiunii principale, şi cu unul sau mai multe adjective sau termeni de calificare, care descriu fracţiunile secundare. De exemplu: pietriş nisipos (sa Gr), argilă nisipoasă (sa Cl), nisip prăfos argilos (ca în exemplul din Fig. 1.6) (si cl Sa). Simbolurile termenilor de calificare ale fracţiunilor granulare secundare se scriu cu litere mici.

Fracţiunea granulară masică principală determină proprietăţile geotehnice ale pământului. Simbolul acesteia se scrie cu majuscule.

În cazul pământurilor foarte grosiere, fracţiunea granulară principală, care este fracţiunea masică predominantă, este indicat să fie separată din probă înainte de a se proceda la identificarea şi descrierea fracţiunilor grosiere şi fine ale pământului.

Fracţiunile granulare secundare şi cele următoare nu determină dar influenţează proprietăţile geotehnice ale pământului.

Fracţiunile granulare secundare trebuie plasate, în ordinea lor de importanţă, înaintea termenului care descrie fracţiunea principală. Iată câteva exemple:

− pietriş nisipos (sa Gr), − pietriş fin cu nisip mare (c sa F Gr), − praf cu nisip mijlociu (m sa Si), − nisip mare cu pietriş fin (f gr C Sa), − nisip fin prăfos (si F Sa), − praf cu pietriş fin şi nisip mare (f gr c sa Si), − argilă cu nisip mijlociu (m sa Cl).

DETERMINAREA COEFICIENTULUI DE UNIFORMITATE GRANULOMETRICĂ Cu

Fig. 1.8

Forma curbei granulometrice arată dacă un pământ conţine o gamă largă sau restrânsă de dimensiuni ale particulelor. În figura 1.8 sunt arătate câteva curbe granulometrice tipice. La pământul neuniform, dimensiunile particulelor se înscriu într-o gamă largă, iar curba de granulometrică este lină şi în general cu concavitatea în jos, ca în cazul pământului A din figura 1.8. Atunci când o mare parte din particule se situează într-o gamă îngustă de dimensiuni, pământul este caracterizat drept uniform, iar curba de granulozitate se apropie de verticală, ca în cazul pământului B din figura 1.8. Un pământ care conţine atât particule grosiere cât şi fine dar îi lipsesc particule într-o zonă intermediară, cum este cazul pământului C din figura 1.8 se spune că are o granulozitate

discontinuă.

Forma curbei de granulozitate permite definirea coeficientului de uniformitate granulometrică Cu, definit prin:



24

Cu 60

10

d

d=

unde d60 şi d10 reprezintă diametrele corespunzătoare procentelor de 10% şi 60% de pe curba de granulozitate. În funcţie de Cu, pământurile se clasifică astfel:

Cu < 6 � pământ uniform 6 < Cu < 15 � pământuri de uniformitate mijlocie Cu > 15 � pământ neuniform Pământurile cu granulozitate discontinuă au în general Cu ridicat. 1.3. COMPOZIŢIA MINERALOGICĂ A PĂMÂNTURILOR

Compoziţia mineralogică depinde de modul de formare a pământurilor. a) Pământurile formate prin dezagregare fizică (modificarea dimensiunilor fragmentelor de

rocă, cu menţinerea compoziţiei chimice) sunt compuse din aceleaşi minerale ca şi roca de bază, numite minerale primare.

b) Atunci când dezagregarea fizică este însoţită de alterare chimică, unele minerale primare se transformă în minerale secundare sau minerale argiloase.

Deşi sunt cunoscute în jur de 2000 minerale, cele mai multe roci comune pot fi descrise în termenii câtorva zeci de minerale. Unele dintre acestea, care intră şi în alcătuirea pământurilor, vor fi pe scurt prezentate în cele ce urmează.

1.3.1. MINERALE PRIMARE

Principalele minerale primare sunt: Cuarţul, din punct de vedere chimic SiO2 în stare aproape pură, este mineralul cel mai

răspândit în natură, formând aproape 60% din scoarţa terestră. Se întâlneşte atât în stare cristalină cât şi amorfă şi reprezintă principalul mineral al pământurilor necoezive (nisipuri, pietrişuri etc.) precum şi al multor roci (granit, gresie etc.). Are rezistenţe mecanice mari, densitate mare.

Aproape inert din punct de vedere chimic, rămâne ca un reziduu al alterării chimice a tuturor rocilor care conţin silice (SiO2). Combinat cu unul sau mai mulţi oxizi formează silicaţi.

Feldspaţii sunt silicaţi dubli de Al şi un metal alcalin. Apar în două varietăţi:

- ortoclazi, un compus de KalSi3O8 şi NaAlSi3O8. Principala caracteristică este clivajul după seturi de plane ortogonale;

- plagioclazi, având compoziţia chimică NaAlSi3O8, clivează după două seturi de plane oblice.

Spre deosebire de cuarţ, feldspaţii sunt instabili chimic şi relativ uşor solubili în apă, îndeosebi când aceasta conţine CO2. În zone de climat moderat, produc prin alterare unele minerale argiloase, proces numit caolinizare; în zone de climat uscat tropical toată silicea este îndepărtată prin alterare iar bauxita (Al2O3 H2O + Al2O3 3H2O) rămâne ca reziduu, proces numit laterizare.



25

Micele sunt silicaţi hidrataţi complexi de Na, Al, Mg şi Fe. Principalele varietăţi sunt: mica albă (muscovit) şi mica neagră (biotit).

Micele se caracterizează prin clivaj aproape perfect, conducând la plăcuţe cu luciu caracteristic. Muscovitul este stabil chimic, prin alterare mecanică produce mici foiţe uşor de recunoscut în nisipuri. Biotitul este alterat lent de către apa conţinând CO2, lăsând ca părţi insolubile anumite minerale argiloase, în timp ce oxizii de Fe şi K sunt dizolvaţi şi îndepărtaţi.

Mineralele fero-magnetice formează un grup de silicaţi bogaţi în Mg şi oxizi de Fe. Având

o densitate mare (3,5 g/cm3) sunt caracteristice pentru rocile cele mai grele din scoarţă, dar apar în cantitate limitată în majoritatea pământurilor. Sunt uşor alterate, conducând la formarea de minerale argiloase.

Carbonaţii sunt componenţi importanţi ai rocilor sedimentare şi a multor pământuri.

Reprezentaţi tipici sunt calcitul, dolomitul, magnezitul şi sideritul. � Calcitul (CaCO3) este mineralul predominant al calcarelor. În stare pură este incolor sau

alb, deseori însă diverşi oxizi îl colorează în galben, cenuşiu, maro. Se recunoaşte uşor prin reacţia cu acizi. Solubil în apa care conţine CO2 este îndepărtat ca bicarbonat şi depozitat altundeva, deseori prin precipitare.

� Dolomitul (MgCO3) este foarte asemănător calcitului, dar ceva mai dur. Nu este la fel de sensibil la acizi şi nici la fel de solubil în apă.

� Magnezitul (MgCO3) este un mineral alb, sticlos, întâlnit în multe roci şi pământuri, uneori ca produs de alterare al mineralelor fero-magnetice.

� Sideritul (FeCO3) este un important minereu de fier, de culoare maronie-gălbuie, prezent în majoritatea pământurilor ca agent de colorare.

Oxizii de fier sunt principalii ingredienţi de colorare ai pământului. O concentraţie de 1% a unui oxid de fier este suficientă pentru a colora intens pământul. Oxidul feros (FeO), caracterizat prin culoare albăstruie-verzuie, se formează într-un mediu cu deficit de oxigen; oxidul feric (Fe2O3) se formează într-un mediu bogat în oxigen, este de culoare roşu închis (de unde şi numele de hematit). Aceşti oxizi nu sunt stabili, în contact intens cu aerul şi apa se transformă: oxidul feros în oxid feric, oxidul feric în siderit. Oxizii feros şi feric sunt întâlniţi, de asemenea, într-un mineral de culoare închisă, numit magnetit, un minereu de fier important, care este un oxid feros-feric (Fe3O4).

1.3.2. MINERALE ARGILOASE

Se formează în principal prin alterarea chimică a feldspaţilor şi micelor şi reprezintă

constituenţii de bază ai argilelor sau, într-un sens mai general, ai clasei de pământuri coezive. Prezenţa mineralelor argiloase, chiar şi în cantităţi mici, conferă pământurilor coezive proprietăţile specifice şi anume plasticitatea, coeziunea şi contracţia – umflarea. Particulele formate de aceste minerale sunt extrem de mici, cu dimensiuni coloidale (< 0,002 mm) şi având forma de foiţe sau plăcuţe, cu o suprafaţă specifică mare (valori mari ale raportului între suprafaţa laterală şi masă).

Din punct de vedere chimic, mineralele argiloase sunt silicaţi complexi hidrataţi de

aluminiu, magneziu şi fier. Întrucât toate derivă esenţial din aceleaşi minerale de bază, se consideră că factorii de mediu, în special pH-ul soluţiei ambientale, determină tipul de mineral format.



26

Structura cristalină a mineralelor argiloase a fost recunoscută în anii '20 ai secolului XX prin analiza spectografică folosindu-se razele X. S-a evidenţiat astfel că în reţeaua cristalină a mineralelor argiloase se întâlnesc două unităţi structurale de bază.

− Unitatea de tip tetraedru (Fig. 1.9) cu atomi de siliciu în centru şi atomi de oxigen

în colţuri. Asocierea de tetraedri formează un orizont la care atomii de oxigen de la bază aparţin concomitent la doi tetraedri. Orizontul de tip tetraedru se reprezintă simbolic printr-un trapez.

− Unitatea de tip octaedru (Fig. 1.10) cu atomii de aluminiu (Al) în centru şi gruparea (OH) în colţuri. Asocierea de octaedri formează un orizont care se reprezintă simbolic printr-un dreptunghi.

Diferenţa între minerale este dată de: − felul cum se asociază între ele orizonturile tetraedric şi octaedric pentru a forma lamelele

structurale; − felul cum se asociază lamelele pentru a forma particulele de minerale argiloase.

Fig. 1.9. Unitate de tip tetraedru

Fig. 1.10. Unitate de tip octaedru



27

Lamela structurală bistrat (Fig. 1.11) rezultă din asocierea unui orizont tetraedric cu unul

octaedric. Cele două orizonturi pun faţă în faţă atomi de oxigen (O) şi gruparea hidroxil (OH), ambele încărcate cu sarcină electrică negativă, dar de natură diferită. Între atomii de oxigen şi gruparea hidroxil se realizează o legătură puternică de natură hidrogenică.

Lamela structurală tristrat (Fig. 1.12) rezultă din asocierea a două orizonturi tetraedrice

între care se află un orizont octaedric.

Fig. 1.11. Lamela bistrat a caolinitului

Fig. 1.12. Lamelă tristrat

CAOLINITUL este un mineral bistrat provenit din degradarea feldspaţilor într-un mediu

predominant acid. Particula de caolinit este formată din cca. 100 lamele bistrat, având o grosime de 500 - 1000 Å, raportul dintre diametru şi grosime fiind de 10 ÷ 20.

Reţeaua cristalină a caolinitului este rigidă (datorită legăturilor hidrogenice dintre lamelele bistrat succesive), toate proprietăţile legate de prezenţa apei în pământ fiind mai reduse la pământurile caolinitice (de exemplu: contracţia şi umflarea).

MONTMORILLONITUL este un mineral tristrat format într-un mediu alcalin, îndeosebi cel

bogat în Mg, prin alterarea unor minerale fero-magnetice. Şirurile de atomi ale lamelelor tristrat aflate faţă în faţă sunt identice (atomi de O2-), ceea ce face ca legătura dintre lamele să fie foarte slabă şi instabilă iar montmorillonitul să se desfacă lesne în particule foarte mici, cu grosime de



28

10-30 Å şi un raport diametru/grosime de ordinul 200-400. (Fig. 1.13). La montmorillonit, cca. 15% din atomii de Si4+ ai unităţilor tetraedrice sunt înlocuiţi cu ioni de Al 3+, iar unii ioni de Al 3+ ai unităţilor octoedrice sunt înlocuiţi cu ioni de Mg2+ şi Fe2+. Aceste substituţii au drept rezultat o sarcină electrică negativă, astfel încât moleculele de apă sunt atrase şi pătrund între lamele, tinzând să le îndepărteze. De aceea, reţeaua cristalină a montmorillonitului este extensibilă, iar proprietăţile legate de prezenţa apei sunt foarte pronunţate (plasticitate, contracţie şi umflare).

ILLITUL este tot un mineral tristrat, format prin degradarea micelor în condiţii marine, dar

la care înlocuirea atomilor de Si4+ cu atomii de Al3+ este mai intensă conducând la o sarcină

negativă compensată în cea mai mare parte de ioni de K+ neînlocuibili şi care asigură o legătură mai puternică între lamele (Fig. 1.14).

Din punct de vedere al proprietăţilor în raport cu apa, illitul se află între caolinit şi montmorillonit. Moleculele de apă pătrund mai greu între lamele decât în cazul montmorillonitului. Grosimea particulelor de illit este de 200-300 Å iar raportul diametru grosime este de ordinul 20-50 (Fig. 1.14).

Fig. 1.13. Montmorillonit

Fig. 1.14. Illit

1.4. SARCINA ELECTRICĂ ŞI CAPACITATEA DE SCHIMB

A MINERALELOR ARGILOASE

Particulele de argilă sunt foarte mici şi au formă de foiţă. Cu cât o particulă este mai mică şi

mai aplatisată, cu atât mai mare îi este suprafaţa. Raportul dintre suprafaţă şi masă se defineşte drept suprafaţa specifică (Ss) a pământului.

Fie un cub de material solid cu latura d, mm, şi o densitate specifică ρs . Suprafaţa = 6d

2 mm2 Masa = d3 ρs 10-3 g

Suprafaţa specifică 3 2

2 26 10 6 10(mm / g) sau (m / g)

s s

s s

S Sd dρ ρ

− −⋅ ⋅

= =⋅ ⋅

(1.6)



29

O expresie similară este valabilă şi în cazul sferelor. Aplicând relaţia (1.6) la diferite pământuri pentru care se admite aceiaşi valoare a lui ρs = 2,65 g/cm3 , se obţin următoarele rezultate:

- pentru o granulă de nisip cu diametrul de 1 mm: Ss = 2,3· 10-3

(m2/g) - pentru o probă de argilă, cu masa de 1 g, alcătuită din foiţe cu grosimea de

0,002 mm: • la montmorillonit Ss = 800 m2/g • la illit Ss = 80 m3/g • la caolinit Ss = 20 m3/g

Suprafaţa specifică este invers proporţională cu mărimea particulelor pământului. O masă de

pământ formată din multe particule mici va avea o suprafaţă specifică mai mare decât aceeaşi masă formată din particule mai mari. De asemenea, sunt de aşteptat umidităţi mai mari la pământurile fine decât la pământurile grosiere, alte caracteristici precum porozitatea sau structura fiind identice.

Mineralele argiloase au o sarcină electrică negativă, care poate fi atribuită următorilor factori:

- siliciul din orizontul tetraedric este înlocuit cu aluminiu sau alţi ioni de valenţă inferioară; magneziul şi fierul pot înlocui aluminiul din orizontul octaedric; acest proces este denumit substituţie izomorfă;

- în cristalele ideale, sarcinile pozitive şi negative se echilibrează. Totuşi, la muchiile orizonturilor, continuitatea structurii este ruptă, conducând la sarcini neechilibrate. De regulă, aceste legături rupte produc o sarcină netă negativă pentru particula de argilă, dar în lungul muchiilor rupte apar deseori concentraţii locale de sarcini pozitive;

- disocierea hidrogenului din hidroxilii expuşi în lungul muchiilor rupte, dacă argila se află într-o soluţie alcalină.

Plăcuţele de argilă încărcate negativ creează în jurul lor un câmp electric. Sarcinile negative

ale argilei sunt echilibrate prin cationi, cum sunt Na+ şi Ca2+. Aceştia sunt reţinuţi (adsorbiţi) de argilă prin atracţie electrostatică. Dacă particula de argilă este înconjurată de apă, cationii vor avea o mobilitate considerabilă la distanţe mari de argilă, dar vor fi puternic reţinuţi la distanţe mici. Plăcuţa de argilă încărcată negativ şi norul de cationi încărcaţi pozitiv sunt numite dublul strat difuz, sau mai pe scurt, dublul strat (Fig. 1.15). Concentraţia de cationi descreşte cu distanţa faţă de particule, în timp ce concentraţia de anioni creşte (Fig. 1.16). La o anumită distanţă, potenţialul electric ψ al particulelor este complet satisfăcut de cationii din dublul strat (Fig. 1.17).

Fig. 1.15 Fig. 1.16 Fig. 1.17



30

Pentru o particulă dată, cu un potenţial electric dat, grosimea stratului de cationi depinde în principal de valenţa şi de concentraţia cationilor: o creştere a valenţei (Fig. 1.18 a) sau o creştere a concentraţiei (Fig. 1.18 b), va conduce la o reducere a grosimii stratului. De asemenea, o creştere a temperaturii va conduce la o diminuare a grosimii stratului. Dimpotrivă, o creştere a constantei dielectrice a soluţiei, va conduce la o creştere a grosimii stratului (Fig. 1.18 c).

a) b) c)

Fig. 1.18 Ionii cei mai frecvenţi întâlniţi în pământurile argiloase din regiunile temperate sunt Ca++,

Mg++, K+, Na+ şi H+. Întrucât natura ionilor adsorbiţi influenţează proprietăţile unui anumit pământ, argilele sunt uneori clasificate în concordanţă cu ionul lor predominant: argile calcice, argile magnezice, argile potasice, argile sodice, etc.

Argilele calcice şi magnezice sunt în mod normal întâlnite ca sedimente de apă dulce. Argilele potasice şi sodice sunt produsele depunerii în apa mării sau unei saturări ulterioare cu asemenea apă.

Argilele hidrogenice sunt de obicei rezultatul unei spălări prelungite cu apă pură. Abilitatea unor minerale argiloase de a adsorbi ioni este denumită capacitate de schimb. Se

măsoară în mili echivalenţi pentru 100 g de material uscat (meq/100g), unde 1 meq = 10-3eq iar 1eq = 6x1023 este numărul lui Avogadro (numărul de sarcini electrice în mod echivalent la 1 gram de hidrogen).

Capacitatea de schimb a mineralelor argiloase depinde în principal de compoziţia chimică a mineralului. Totuşi, ea este afectată de pH-ul soluţiei ambientale.

Mărimea particulelor influenţează capacitatea de schimb deoarece afectează suprafaţa specifică şi numărul de legături rupte ale cristalelor individuale. Cu cât particulele sunt mai fine, cu atât capacitatea de schimb este mai mare.

Capacitatea tipică de schimb de cationi a principalelor tipuri de minerale argiloase la pH = 7 (în meq/100 gr) este:

Caolinit 5 -10 Illit 30 – 40 Montmorillonit 50 – 150

Există o diferenţă în privinţa fermităţii cu care diferiţi ioni de schimb sunt reţinuţi de diferite minerale. În general, ionii hidrataţi polivalenţi şi mai mici sunt reţinuţi mai puternic decât ionii hidrataţi monovalenţi. Cationii pot fi dispuşi în ordinea aproximativă a abilităţii de înlocuire. Ordinea specifică depinde de tipul de argilă, de ionul care este înlocuit şi de concentraţia diferiţilor ioni în apă.



31

În ordinea creşterii puterii de înlocuire ionii se dispun: Li+ < Na+ < H+ < K+ < Mg++ < Ca++ < Al+++ Rezultă că ionii hidrataţi mai mici ajung mai aproape de particulă, formează straturi mai

dense şi, astfel, sunt mai eficienţi în reducerea potenţialului creat de sarcina electrică a particulelor. Aceasta explică efectul important pe care natura ionilor adsorbiţi îl poate avea asupra

proprietăţilor argilelor. Pe acest fapt se bazează principiul stabilizării chimice a pământurilor argiloase prin schimbul de cationi.

Efectuarea schimbului de cationi este ilustrat prin reacţiunea simbolică arătată în figura 1.19. Adăugarea clorurii de calciu la o argilă sodică duce la înlocuirea sodiului prin calciu.

Fig. 1.19

Un tratament pentru a reduce în mod semnificativ capacitatea unei argile sodice montmorillonitică, bazat pe înlocuirea Na de către Ca, constă în adăugarea de var (CaOH).

Schimbul de baze poate avea loc şi în condiţii naturale. Astfel, o argilă marină sodică supusă percolării cu apă dulce se poate transforma treptat într-o argilă hidrogenică. Un proces opus poate avea loc.

1.5. INTERACŢIUNEA DINTRE APĂ ŞI MINERALELE ARGILOASE

Pământurile argiloase sunt puternic influenţate de prezenţa apei. Particulele de argilă sunt aproape întotdeauna hidratate în natură, există strate de apă care înconjoară fiecare particulă. Această apă este denumită apă adsorbită.

Sunt mai mulţi factori care explică modul în care apa este adsorbită de particula de argilă. În primul rând, cu toate că molecula de apă este neutră din punct de vedere electric, centrele celor două sarcini electrice nu coincid. Molecula de apă formează astfel un dipol (Fig. 1.20) şi este atrasă electrostatic de suprafaţa particulei de argilă. În al doilea rând, apa este atrasă de particula de argilă prin legătura hidrogenică: hidrogenul din apă este atras de oxigenii sau de hidroxilii de la suprafaţa particulei. Cel de al treilea factor: suprafaţa încărcată negativ a particulei de argilă atrage de asemenea cationii din apă. Întrucât toţi cationii sunt într-o anumită măsură hidrataţi, în funcţie de ion, cationii contribuie de asemenea la atragerea apei de către suprafaţa argilei (Fig. 1.21).

Fig. 1.20 Fig. 1.21



32

Atracţia apei de către particula de argilă este foarte puternică în apropiere de suprafaţă şi se diminuează cu distanţa de la suprafaţă. Moleculele de apă aflate nemijlocit la suprafaţa apei sunt foarte puternic reţinute şi orientate. Date experimentale arată că proprietăţile şi comportarea apei adsorbite diferă de cele ale apei obişnuite. Astfel:

- vâscozitatea apei adsorbite creşte cu apropierea de suprafaţa particulei încărcată electric, ajungând să fie de 100 ori mai mari decât a apei;

- densitatea creşte până la 1,40 g/cm3; - constanta dielectrică se reduce până la o zecime din cea a apei obişnuite; - temperatura de îngheţ coboară la – 40° ... – 50° C. - nu fierbe la 100o C dar poate, în cazuri extreme, să se transforme în vapori ai apei

normale la temperaturi de 650° ... 700° C. Studii recente arată că apa adsorbită ar putea fi privită ca o apă polimerizată cu aparenţa şi

consistenţa unei vaseline. Apa adsorbită poate fi astfel vizualizată ca o substanţă care înconjoară particulele de argilă şi care se extinde până la limita de anulare a câmpului electric generat de particule. Întrucât moleculele de apă înconjoară permanent particulele, acestea nu ajung niciodată în contact direct una cu cealaltă, ci interacţionează doar prin intermediul forţelor de atracţie şi de respingere de natură fizică-chimică.

Grosimea stratului de apă adsorbită depinde de aceiaşi factori ca şi grosimea stratului de cationi. O reducere a grosimii stratului de apă adsorbită se obţine prin schimbarea ionilor din soluţie cu ioni de valenţă superioară sau prin creşterea concentraţiei de ioni sau prin creşterea temperaturii. Un efect similar se obţine prin reducerea valorii pH (creşterea acidităţii soluţiei).

În figura 1.22 sunt arătate dimensiunile relative ale straturilor de apă adsorbită ale unui montmorillonit sodic (Fig. 1.22 a) şi ale unui caolinit sodic (Fig. 1.22 b).

a) b)

Fig. 1.22 Grosimea apei adsorbite este aproximativ aceeaşi, dar din cauza diferenţelor de mărime ale

foiţelor montmorillonitul are o activitate mult mai mare, o mai mare plasticitate şi mai mare capacitate de contracţie – umflare.

1.6. PLASTICITATEA ŞI COEZIUNEA. CONSISTENŢA

Plasticitatea se defineşte în mod obişnuit drept capacitatea unei substanţe de a suferi

modificări de formă sub acţiunea forţelor exterioare fără a se rupe sau a manifesta modificări importante ale volumului.

Coeziunea denotă acea componentă a rezistenţei substanţei care nu se datorează forţelor exterioare aplicate.



33

Două experienţe simple dovedesc că atât plasticitatea cât şi coeziunea pe care le manifestă pământurile argiloase se datorează prezenţei în structura lor a apei adsorbite:

– se usucă o probă de argilă şi se transformă în pudră prin mojarare; prin amestecare cu apă pudra se transformă într-o pastă care manifestă atât plasticitate cât şi coeziune (există atât particulele de argilă încărcate electric cât şi dipolii de apă); amestecând pudra cu un lichid nepolar, ca de exemplu tetraclorura de carbon (CCl4), se obţine doar o suspensie, plasticitatea şi coeziunea nu se manifestă (există particule de argilă încărcate electric, dar lipsesc dipolii de apă).

– se aduce o probă de cuarţ la gradul de fineţe al particulelor de argilă; indiferent cât de fine ar fi particulele, prin amestecare cu apă nu se obţine o pastă care să manifeste plasticitate şi coeziune (există dipolii de apă, dar lipsesc particulele încărcate electric).

În concluzie, doar mineralele argiloase active în raport cu apa pot conferi pământurilor

plasticitate şi coeziune. În funcţie de prezenţa acestor proprietăţi, pământurile se clasifică în două mari categorii:

– pământurile coezive, care sunt şi pământuri plastice – pământuri necoezive, care sunt şi pământuri neplastice.

Limitele de consistenţă ale pământurilor coezive

O masă de nisip îşi schimbă puţin modul cum se prezintă şi cum răspunde la încărcări, dacă îşi schimbă umiditatea. Dimpotrivă, variaţiile de umiditate ale unui pământ coeziv, de pildă o argilă coloidală, conduc la modificări profunde ale comportării. La umidităţi mari, o argilă tipică formează un noroi care, practic, nu are rezistenţă la forfecare şi se comportă ca un lichid vâscos. Lăsat să se usuce, materialul devine plastic, adică se poate modela în orice formă fără să crape. Când uscarea continuă, aceeaşi argilă se va modela tot mai greu, iar la o anumită umiditate modelarea devine imposibilă, fără să apară crăpături. În acel punct, pământul încetează de a mai fi plastic şi devine semi-solid, având rezistenţă la forfecare mare dar continuând să manifeste contracţie prin uscare. În final, procesul de uscare va duce pământul la punctul în care contracţia încetează, iar comportarea substanţei este a unui adevărat solid, cu volum stabil şi o rezistenţă mare. În figura 1.23 este arătată diagrama de corelare între umiditatea w şi volumul V, care defineşte diferitele stări ale pământului argilos, de la starea de lichid vâscos la starea de corp solid, pe măsura reducerii umidităţii.

Diferitele stări prin care trece pământul se definesc drept stări de consistenţă. Tranziţia de la starea de lichid la starea plastică şi apoi la starea de semi-solid şi solid se produce la anumite umidităţi caracteristice, numite limite de cinsustenţă sau limitele lui Atterberg.

Fig. 1.23



34

Limita de lichiditate, wL, care face trecerea de la starea curgătoare la starea plastică, este umiditatea minimă de la care pământul curge sub propria-i greutate (o pastă de pământ având w ≥ wL ia forma vasului în care este aşezată).

Limita de plasticitate, wP, care face trecerea de la starea plastică la starea de corp semi-solid, este umiditatea minimă la care pământul se mai comportă cu un corp plastic.

Sub limita de plasticitate se situează limita de contracţie, care face trecerea de la starea de corp semi-solid la cea de corp solid şi este umiditatea sub care nu se mai produce micşorarea volumului odată cu reducerea umidităţii.

Limitele de consistenţă se determină în laborator pe paste confecţionate din pământul de analizat. De aceea, determinarea lor nu comportă folosirea unei probe netulburate de pământ, sunt suficiente probe tulburate sau remaniate.

Determinarea limitei de plasticitate, wP, se poate face prin două metode: − metoda cilindrilor de pământ; − metoda mediilor absorbante.

� Metoda cilindrilor de pământ. Se determină umiditatea minimă la care un pământ poate fi modelat sub formă de cilindri de 3 ... 4 mm diametru şi 40 ... 50 mm lungime prin rulare cu palma pe suprafaţa plană a unor plăci de sticlă mată sau de marmură (Fig. 1.24).

Fig. 1.24. Formarea prin rulare a cilindrilor de pământ

Din pământul supus analizei se pregăteşte o pastă bine omogenizată, consistentă, din care,

prin rulare se formează cilindri de pământ. Dacă la grosimea de 3 ... 4 mm cilindrii rămân bine legaţi şi nu crapă, operaţia se repetă; materialul se reamestecă şi se rulează din nou până când, prin pierdere de apă, cilindrii se fisurează şi se separă în bucăţi. În acest moment se determină umiditatea, rezultatul obţinut reprezentând limita inferioară de plasticitate. Pentru fiecare probă de pământ se fac trei determinări paralele pe câte 5 cilindri (cca. 10 - 15 g material pentru fiecare determinare) luându-se ca limită inferioară de plasticitate media aritmetică a rezultatelor obţinute.

� Metoda mediilor absorbante. Într-un inel metalic, cu diametrul interior de 50 mm şi grosimea de 2 mm, se aşează o pastă omogenă din pământul analizat. Se confecţionează astfel trei discuri de pastă. Fiecare disc este pus între două benzi de tifon şi apoi între 20 hârtii de filtru. Pachetul format din cele trei discuri cu hârtiile de filtru (mediile absorbante) se aşează într-o presă sub o sarcină de 1.300 daN, echivalentă unei presiuni de 65,5 daN/cm2, timp de 30 minute.

Se consideră că timpul de eliminare a apei a fost suficient dacă, punând discul de pământ pe o sticlă de ceas şi apăsând cu mâna, discul crapă. În acest caz, se determină umiditatea discului care se ia drept limită de plasticitate. În caz contrar, operaţia de presare continuă până când, la apăsare, se produce crăparea discurilor.

Pentru fiecare pământ se fac trei determinări paralele pe câte trei discuri, luându-se ca limită de plasticitate media aritmetică a rezultatelor.



35

Determinarea limitei de lichiditate, wL, se poate face, de asemenea, prin două metode: � Metoda cu cupa. Metoda constă în determinarea umidităţii la care o tăietură făcută în

pământul adus în stare de pastă omogenă, în cupa unui aparat special, se închide pe 12 mm lungime după 25 de căderi ale cupei de la înălţimea de 10 mm.

Aparatul (Fig. 1.25) constă dintr-o cupă de alamă care, cu ajutorul unei manivele, poate fi ridicată şi lăsată să cadă de la o înălţime de 10 mm pe un postament de ebonită, cu o frecvenţă de 120 căderi pe minut.

Din proba de pământ adusă prin amestecare cu apă sub formă de pastă plastic moale se umplu cca. 2/3 din cupă, nivelându-se cu un cuţit. Apoi, cu o spatulă standardizată se efectuează în material o tăietură adâncă până la fundul cupei. Se consideră că pasta are o umiditate egală cu limita de lichiditate când tăietura se închide pe 12 mm după 25 de căderi ale cupei. Pentru a evita un număr mare de încercări, se are în vedere faptul că într-o reprezentare semilogaritmică relaţia dintre umiditatea pastei şi numărul de căderi N ale cupei necesare pentru închiderea tăieturii pe 12 mm, este liniară.

Fig. 1.25. Aparat pentru determinarea limitei de lichiditate În consecinţă, sunt suficiente două încercări asupra a două probe de consistenţe diferite,

determinându-se la fiecare încercare umiditatea probei şi numărul de căderi. Umiditatea corespunzătoare la 25 de căderi, limita superioară de plasticitate, se determină prin interpolare grafică (Fig. 1.26).

Pentru fiecare probă de pământ se fac două determinări paralele, luând ca rezultat media lor aritmetică, cu condiţia ca diferenţa între cele două determinări să nu depăşească următoarele valori: la argile 3%, la argile nisipoase 2,5 % şi la nisipuri argiloase 2 %.

� Metoda cu conul. Se foloseşte un con din oţel inoxidabil, cu unghiul la vârf de 30o şi

înălţimea de 25 mm având, împreună cu contragreutăţile care-i asigură stabilitatea, o masă de 76 grame (Fig. 1.27).



36

Fig. 1.26. Determinarea prin interpolare a

limitei superioare de plasticitate

Fig. 1.27. Con standardizat pentru aflarea

limitei superioare de plasticitate

Proba de pământ, adusă sub formă de pastă plastic moale, se introduce într-un pahar care se umple fără a se lăsa goluri, nivelându-se cu un cuţit. Se aşează conul la suprafaţa probei şi se lasă să pătrundă prin greutate proprie. Se consideră că pasta are o umiditate egală cu limita de lichiditate atunci când conul pătrunde pe 10 mm.

Limita de plasticitate pentru cele mai multe pământuri se situează într-un interval relativ restrâns de umidităţi, între 20% şi 40%, deşi ocazional poate fi chiar 100%. Valori mari ale limitei de plasticitate indică prezenţa unor carbonaţi sau materii organice în pământ.

Limita de lichiditate variază mult în funcţie de tipul de pământ, domeniul uzual fiind între 30% şi 60% dar uneori poate atinge chiar 900 %. Valori mari ale limitei de lichiditate pot fi de regulă atribuite prezenţei unor minerale foarte active, de felul montmorillonitului.

Indicele de plasticitate, IP

P L PI w w= − (1.7)

IP exprimă cantitativ plasticitatea pământului. Mărimea lui IP este o caracteristică importantă pentru recunoaşterea şi clasificarea

pământurilor argiloase (criteriul granulometric este mai puţin precis pentru aceste pământuri, mai ales când procentul de părţi fine coloidale, sub 0,002 mm, este mare).

Factorii de care depinde IP sunt:

− compoziţia mineralogică a pământurilor (pământurile bogate în montmorillonit au IP mai mare decât cele bogate în caolinit);

− compoziţia granulometrică - cu cât un pământ este mai bogat în părţi fine, cu atât IP este mai mare; în figura 1.28 se ilustrează variaţia indicelui de plasticitate cu procentul a de părţi fine (sub 0,002 mm).

Pământurile cu IP sub 10 indică o foarte redusă plasticitate. Un IP mai mare de 50 indică o

plasticitate mare. IP depinde de conţinutul de fracţiune argilă (sub 0,002 mm) şi de tipul se argilă. Dacă se

stabileşte relaţia între limita de lichiditate şi indicele de plasticitate, diferenţele ce apar între pământuri se datorează diferenţei între tipurile de argile. În acest scop se foloseşte diagrama lui Casagrande (Fig. 1.29).



37

Fig. 1.28

Figura 1.29. Diagrama lui Casagrande

Diagrama este împărţită în 4 zone de linia A având ecuaţia IP = 0,73 (wL – 20%) şi de

verticala dusă în dreptul lui wL = 50%. S-a observat că punctele reprezentând valorile wL şi IP pentru pământuri de aceeaşi origine şi din acelaşi loc determină în diagramă o linie dreaptă aproximativ paralelă cu dreapta A.

Activitatea argilelor

Activitatea argilelor a fost definită de Skempton prin indicele de activitate A care are expresia

PI

Aa

= (1.8)

unde: IP este indicele de plasticitate, iar a procentul de particule cu d < 2 µ. Indicii de activitate pentru diferite minerale argiloase sunt: - Caolinit 0,3 la 0,5 - Illit 0,8 la 1,0 - Ca – montmorillonit 1,5 - Na – montmorillonit 7,2



38

În funcţie de A, argilele se clasifică în: − inactive A < 0,75 − normale 0,75 < A < 1,25 − active A > 1,25.

Consistenţa pământurilor argiloase

Consistenţa exprimă starea fizică a pământurilor coezive şi depinde de conţinutul de apă.

Starea de consistenţă se exprimă cantitativ cu ajutorul indicelui de consistenţă IC:

L LC

L P P

w w w wI

w w I

− −= =

− (1.9)

Mărimea lui IC este funcţie de poziţia relativă a umidităţii pământului analizat, faţă de

limitele de consistenţă. Se definesc trei stări de consistenţă:

− stare tare pentru IC ≥ 1 − stare plastică pentru 0 < IC < 1 − stare curgătoare pentru IC < 0

Pentru un pământ dat, wP şi wL pot fi privite drept nişte constante. În schimb, w şi deci

consistenţa pot varia în limite largi (Tab. 1.2). Deoarece majoritatea pământurilor sunt în stare plastică, intervalul wL - wP se împarte în patru sub-intervale.

Se definesc următoarele stări de consistenţă în funcţie de poziţia relativă a lui w faţă de wL şi wP.

IC

____________________________

0 ÷ 0,25 pământ foarte moale 0,25 ÷ 0,50 pământ moale 0,50 ÷ 0,75 pământ consistent 0,75 ÷ 1,00 pământ vârtos

Tabelul 1.2



39

Cunoaşterea lui IC este importantă deoarece în tabelele de presiuni convenţionale de calcul pentru pământuri argiloase şi prăfoase valorile sunt date în funcţie de n % şi de IC.

Uneori, pot apare erori la aprecierea stării de consistenţă pe baza lui IC. Limitele de plasticitate wL şi wP, faţă de care se determină poziţia lui w natural şi IC, se determină pe probe remaniate. La determinarea lui IC pe baza limitelor de plasticitate cu expresia (1.9) nu se ţine seama de influenţa legăturilor structurale, de felul legăturilor de cimentare, care sunt distruse prin remanierea probei. La pământurile la care legăturile structurale sunt importante, umidităţile pot fi mari, apropiate de wL, fără ca starea de consistenţă să fie redusă (deoarece în stare naturală există legături care la determinarea lui wL au fost distruse). IC astfel calculat exprimă consistenţa unei paste fără legături structurale, de umiditate egală cu umiditatea naturală a pământului. De aceea, este necesar ca starea de consistenţă să se aprecieze şi pe alte căi, care să nu altereze structura pământurilor, cum sunt încercările in situ (pe teren) sau încercările de laborator pe probe netulburate.

Aprecierea consistenţei pe baza încercărilor pe teren

Se pot utiliza datele obţinute prin penetrare statică. Penetrarea statică se efectuează cu aparate de teren numite penetrometre statice. Un

penetrometru static (Fig. 1.30) constă dintr-o tijă centrală terminată cu un vârf conic şi dintr-o ţeavă exterioară. Acestea se înfig în pământ simultan sau succesiv printr-un efort continuu de apăsare exercitat prin intermediul unor prese hidraulice. De regulă, se înfige la început tija centrală, înregistrându-se rezistenţa opusă de pământ la înaintarea conului, notată Rpc; se înfige apoi ţeava exterioară, înregistrându-se mărimea totală a forţei de frecare pe manta (suprafaţa laterală), notată FM.

Se obţine o diagramă de penetrare statică, care exprimă variaţia cu adâncimea a celor două

mărimi, Rpc şi FM. (Fig. 1.31). Pusă în corelare cu coloana stratigrafică recunoscută printr-un foraj apropiat, diagrama de penetrare statică permite detectarea imediată a zonelor mai slabe sau, dimpotrivă, a stratelor tari, compacte. În vederea aprecierii stării de consistenţă, se utilizează valorile rezistenţei pe con, Rpc.

Fig. 1.30. Schema penetrometrului static

Fig. 1.31. Diagrama de penetrare statică



40

Aprecierea stării de consistenţă pe baza încercărilor de laborator pe probe netulburate

Încercarea se poate face cu acelaşi con care a servit la determinarea limitei de lichiditate, cu

deosebirea că se lasă conul să se înfigă prin greutate proprie nu în pastă ci într-o probă cilindrică din pământul cu structura naturală. În funcţie de adâncimea de înfigere a conului, se apreciază starea de consistenţă.

Un alt tip de încercare îl constituie încercarea la compresiune monoaxială (compresiune cu deformare laterală liberă) (Fig. 1.32). Se confecţionează din pământ netulburat probe cilindrice care se supun comprimării pe direcţie verticală. În funcţie de valoarea presiunii qmax la care se produce ruperea, se apreciază starea de consistenţă.

Fig. 1.32. Încercarea

monoaxială pentru de-

terminarea stării de

consistenţă a

pământurilor

Valorile caracteristice referitoare la diferitele încercări de teren şi de laborator pentru aprecierea stării de consistenţă sunt sintetizate în tabelul 1.3. Aprecierea rapidă a consistenţei

Aprecierea rapidă a consistenţei se poate face printr-o încercare

manuală, în conformitate cu SR EN ISO 14688-1:2004: a. un pământ este identificat ca foarte moale dacă iese printre

degete atunci când este strâns în mână; b. un pământ este identificat ca moale dacă poate fi modelat

printr-o apăsare uşoară cu degetul;

c. un pământ este identificat ca fiind consistent dacă nu poate fi modelat cu degetele, dar

poate fi rulat cu palma pentru a forma cilindraşi cu grosimea de 3 mm fără a se rupe sau sfărâmiţa;

d. un pământ este identificat ca tare dacă se rupe şi fărâmiţează când este rulat pentru a forma cilindraşi cu grosimea de 3 mm, dar este suficient de umed pentru a fi din nou modelat ca un bulgăre;

e. un pământ este identificat ca foarte tare dacă este uscat şi are cu preponderenţă o culoare deschisă. Nu mai poate fi modelat, dar se fărâmiţează sub apăsare. Poate fi zgâriat cu unghia degetului mare.

Tabelul 1.3

Tipul încercării

Pe teren În laborator Starea de

consistenţă Penetrare statică Rpc

[daN/cm2]

Înfigerea conului

de 76 g [mm]

Rezistenţa la compresiune

monoaxială qmax [daN/cm2]

Tare > 100 < 2 > 2,00 Vârtos 50 .... 100 2 .... 3 1,00 .... 2,00 Consistent 20 .... 50 3 .... 7 0,50 .... 1,00 Moale 10 .... 20 7 .... 9 0,23 .... 0,50 Foarte moale 2 .... 10 9 .... 10 < 0,25 Curgător < 2 > 10 -



41

1.7. STRUCTURA PĂMÂNTURILOR

Prin structura unui pământ se înţelege felul în care sunt distribuite şi orientate, în cuprinsul

masei pământului, cele trei faze-solidă, lichidă şi gazoasă. Structura pământurilor este rezultatul modului de formare şi al sistemului de forţe de

interacţiune dintre particule care se manifestă în cursul formării. Aceste forţe includ forţele gravitaţionale, cele exercitate de acţiunea apei şi aerului, tensiunea superficială, precum şi forţele electromagnetice de atracţie şi respingere dintre particule.

1.7.1. STRUCTURA PĂMÂNTURILOR NECOEZIVE

În pământuri necoezive forţele predominante care acţionează asupra unei particule sunt

propria greutate şi forţele transmise direct de particulele vecine. Urmează forţele de tensiune superficială, a căror importanţă creşte pe măsură ce se micşorează dimensiunile particulelor, pentru a deveni dominante la pământurile necoezive foarte fine.

În cursul procesului de sedimentare particulele se depun individual şi intră în contact cu cele anterior depuse. Structura astfel rezultată se numeşte structură granulară şi este caracteristică pietrişurilor, nisipurilor precum şi prafurilor neplastice, necoezive. În funcţie de condiţiile în care s-a format depozitul, granulele acestor pământuri se pot dispune în moduri foarte diferite, conducând la densităţi diferite ale masei pământului. Dacă într-un vas se toarnă încet, de la gura vasului, o masă de nisip uscat se obţine o dispunere relativ afânată. În absenţa forţelor de tensiune superficială, structurile afânate pot fi instabile. Prin vibrare sau batere pot fi aduse într-o stare îndesată.

După cum se va arăta la 1.8, o proprietate de bază a pământurilor este indicele porilor

v

s

Ve =

V (1.10)

unde Vv este volumul porilor iar Vs este volumul părţii solide. Fie emax indicele porilor pentru starea cea mai afânată, emin indicele porilor pentru starea cea

mai îndesată şi e indicele porilor pentru o stare intermediară. În funcţie de emax, emin şi e se defineşte gradul de îndesare ID.

max

D

max min

e - eI =

e - e (1.11)

Gradul de îndesare este caracteristica de bază care defineşte starea pământurilor necoezive. În funcţie de ID, exprimat în procente, pământurile necoezive se clasifică după cum se arată

în Tabelul 1.4 Tabelul 1.4

Termen calificativ Grad de îndesare, ID [%]

Foarte afânat de la 0 până la 15 Afânat de la 16 până la 35 Îndesare medie de la 36 până la 65 Îndesat de la 66 până la 85 Foarte îndesat de la 86 până la 100



42

Aplicarea relaţiei (1.11) pentru aprecierea stării de îndesare a unui strat de pământ presupune cunoaşterea indicelui porilor în stare naturală e, care trebuie obţinut pe baza unei probe netulburate de pământ. Asemenea probe pot fi recoltate din sondaje deschise de mică adâncime (gropi, şanţuri) dar sunt, practic, imposibil de obţinut din foraje. De aceea, aprecierea stării de îndesare a straturilor de pământ necoezive se face pe baza rezultatelor încercărilor pe teren.

Încercarea de penetrare standard (Standard Penetration Test – SPT) este o încercare de teren curent utilizată pentru aprecierea stării de îndesare a pământurilor necoezive.

Încercarea constă din înfigerea în pământ în interiorul găurii de foraj a unei ţevi φ 51 mm,

L = 76 cm, cu loviturile date de un berbec care are greutatea G = 63,5 daN şi cade de la h = 75 cm. Se lasă să pătrundă ţeava pe 15 cm (pentru a se depăşi zona în care pământul ar putea fi deranjat) apoi se numără loviturile (N) care se aplică pentru pătrunderea ţevii pe 30 cm.

În funcţie de N, se apreciază starea de îndesare:

N < 5 pământ foarte afânat 5< N < 15 pământ afânat

15< N < 30 pământ de îndesare medie 30< N < 50 pământ de îndesat

N > 50 pământ foarte îndesat O particularitate a nisipurilor afânate este trecerea lor, în anumite condiţii, în stare de plutire.

Fenomenul poartă numele de lichefiere şi poate fi evidenţiat prin următoarea încercare: se ia un vas cu nisip saturat (acoperit cu apă) (Fig. 1.33); se aşează o bilă pe suprafaţa nisipului, iar dacă se produce un şoc, de exemplu introducând brusc o vergea în apropierea bilei, bila se scufundă în masa de nisip.

Fig. 1.33 Dacă înainte de a se face încercarea, se introduce în vas un tub piezometric, se constată că în

momentul în care s-a produs şocul, nivelul apei în tub creşte. Înseamnă că în masa de nisip s-a dezvoltat o presiune hidrodinamică:

wp hγ= ⋅



43

Sensul ei este de jos în sus (în direcţia de minimă rezistenţă - suprafaţa pământului). Se anulează temporar contactele între particule (p > presiunea dată de greutatea proprie), pământul trece în starea de plutire, se comportă ca un lichid. Pe această bază s-a explicat lichefierea nisipurilor produsă în timpul unor cutremure.

1.7.2. STRUCTURA PĂMÂNTURILOR COEZIVE Asocierea particulelor de argilă şi a straturilor lor de apă adsorbită reprezintă baza fizică de

formare a structurii pământurilor coezive. Fie două particule de argilă aflate în suspensie (Fig. 1.34). Forţele care le acţionează sunt:

forţa gravitaţională G, forţele de respingere R şi de atracţie A şi forţele de tensiune superficială T. Întrucât forţa gravitaţională G este neglijabilă, formarea unei structuri granulare nu este posibilă dar, în funcţie de condiţiile generale fizico – chimice şi de semnul forţei rezultante dintre R şi A, pot rezulta o varietate de structuri specifice.

Forţa de respingere R este o forţă de natură electrostatică (Coulomb), datorată faptului că ambele particule au sarcini electrice de acelaşi semn, negativ.

Caracteristici: − descreşte exponenţial cu distanţa d de la particulă; − este variabilă, fiind influenţată de toţi factorii care determină variaţia cu distanţa faţă de

particulă a potenţialului electric (temperatură, valenţă, concentraţie, constantă dielectrică);

− depinde de natura mediului în care are loc sedimentarea, deci de natura stratului difuz de cationi.

A este o forţă de atracţie de tip Van der Waals, forţă de natură electromoleculară. Caracteristici: − se anulează mai repede cu distanţa, − este independentă de natura mediului; − depinde de structura cristalină a particulelor. Pentru acelaşi pământ, există o infinitate de curbe R. Fie două curbe extreme (Fig. 1.35): � corespunde unei concentraţii minime de ioni în soluţie (forţă de respingere mare) � corespunde unei concentraţii maxime de ioni în soluţie (forţă de respingere mică)

Pentru un pământ există o singură curbă A, definită de expresia 3

1K

d.

Fig. 1.34

Fig. 1.35



44

Forţa rezultantă netă: pentru un d dat, suma celor două forţe dă o valoare care determină modul cum se va produce sedimentarea.

Curbelor � şi Α le corespunde curba rezultantă . Forţa netă este forţă de respingere. Particulele sunt distanţate între ele, deoarece învelişul de apă legată este mare, şi se depun în mod individual în straturi succesive paralele. Predomină aşezarea faţă în faţă a particulelor. Se formează o structură de tip dispers (Fig. 1.36,a).

a)

b)

c)

Fig. 1.36 Învelişul mare de apă legată presupune o concentraţie scăzută de săruri. Structura de tip

dispers este caracteristică apelor dulci. În momentul iniţial, stratul de pământ este foarte poros şi compresibil; cu timpul, datorită straturilor depuse deasupra învelişul de apă legată se subţiază, se produce o compactare a pământului.

Curbelor � şi Α le corespunde curba rezultantă Forţa netă este forţă de atracţie iar structura formată se numeşte structura de tip flocular. Se deosebesc două tipuri de asemenea structură. Flocularea faţă-pe-faţă, caracteristică depunerilor în ape sărate, se caracterizează prin agregate de particule (Fig. 1.36,b). Un alt tip de floculare poate avea loc într-un mediu cu concentraţie redusă de săruri dar unde prezenţa unor urme de acizi organici în apă produce o concentraţie de ioni de hidrogen şi o valoare scăzută pH. Se formează o structură muchie-pe-faţă (Fig. 1.36,c).

Structura pământurilor influenţează comportarea pământurilor sub solicitări. Astfel, la un volum egal de goluri, pământul cu structuri de tip dispers are rezistenţă la forfecare pe direcţie paralelă cu particulele mai mică decât pământul cu structură de tip flocular cu dispunere muchie-pe-faţă (Fig. 1.37).

Fig. 1.37



45

Structuri compozite

Majoritatea pământurilor sunt amestecuri de granule mari, inactive, de nisip sau praf şi

fracţiuni active constând din particule de dimensiuni coloidale. De aceea, majoritatea pământurilor au structuri compozite.

Dacă procentajul de particule grosiere este relativ redus, astfel încât acestea plutesc în masa de natură coloidală (Fig. 1.38,a), pământul păstrează cele mai multe din proprietăţile argilelor coloidale (plasticitate, coeziune etc.) deşi la un grad mai redus. Atunci când procentajul de granule mari este atât de mare încât ele ajung în contact una cu cealaltă, comportarea masei devine în esenţă cea a unui pământ necoeziv (Fig. 1.38,b). Aceasta se întâmplă, în mod normal, la procentaje relativ mari, de peste 70%. Pământurile având asemenea structură, care au şi o granulozitate neuniformă, tind să fie foarte îndesate, întrucât particulele mai fine umplu porii dintre particulele mari.

a) b)

Fig. 1.38 Microstructura şi macrostructura

Dispunerea structurală a particulelor individuale la scară microscopică, putând fi

recunoscută doar cu microscopul electronic, este denumită microstructură. Particularităţile structurale mai mari, de regulă vizibile cu ochiul liber, definesc

macrostructura. Un depozit de argilă care nu prezintă variaţii vizibile în structură, deci fără o macrostructură

evidentă, se denumeşte uniform. Totuşi, multe pământuri argiloase sunt stratificate, interfaţa dintre fiecare strat fiind definită printr-un plan de depunere. Atunci când straturile individuale sunt relativ subţiri, cu grosime nu mai mare de 25 mm, şi paralele unul cu celălalt, argila se consideră a fi laminată.

În stare naturală, multe argile vârtoase prezintă o reţea cu microfisuri, rosturi, fisuri. Asemenea depozite argiloase se denumesc fisurate. Prezenţa fisurării se datorează unor eforturi mari preexistente, unor mişcări anterioare ale pământurilor sau variaţilor de volum prin uscare. Uneori, aceste discontinuităţi au feţele lucioase ca urmare a mişcării relative, numite oglinzi de fricţiune.

Depozitele de argilă în care nu e prezentă fisurarea sunt numite intacte. Alte aspecte de macrostructură sunt găurile sau canalele de rădăcini, lentilele de nisip sau

praf, incluziunile organice. Prezenţa unei macrostructuri bine definite poate avea o puternică influenţă asupra

comportării inginereşti a depozitelor de argilă. Fisurile prezente în masa argilei vor constitui plane de slăbire, drept urmare o argilă fisurată va avea aproape sigur o rezistenţă mai scăzută decât a unei argile similare în stare intactă. Straturile de praf sau nisip într-un depozit de argilă sau fisurile umplute cu praf vor acţiona ca trasee preferenţiale de drenare. Permeabilitatea unei argile laminate



46

va fi mai mare decât a unei argile similare intacte; în particular permeabilitatea în direcţie orizontală, unde curgerea se va produce relativ liber în lungul laminelor de praf şi nisip va fi de multe ori mai mare decât cea în direcţie verticală.

Coeziunea argilelor (Fig. 1.39) reprezintă principala caracteristică structurală a argilelor.

Atracţia simultană a moleculelor de apă din învelişul de apă adsorbită de către particulele de argilă generează coeziunea primară, specifică tuturor pământurilor coezive. Unele pământuri pot beneficia şi de coeziune structurală datorată legăturilor de cimentare sau cristalizare care se formează prin depunerea treptată a unor săruri sau altor compuşi din soluţiile concentrate de carbonaţi, sulfaţi sau prin îmbătrânirea gelului de acid silicic SiO2 n H2O (instabil), care prin pierderea apei de cristalizare devine stabil. Coeziunea structurală este reprezentată prin legături rigide care nu se mai refac dacă sunt distruse. Nu caracterizează numai pământurile argiloase ci şi alte roci, ca de pildă gresiile formate prin cimentarea nisipurilor.

Fig. 1.39

1.7.3. MODIFICĂRI STRUCTURALE LA PĂMÂNTURILE COEZIVE

Modificările structurale la pământurile coezive pot apare fie ca urmare a unor efecte

mecanice cum sunt presiunea, consolidarea sau forfecarea (remanierea), sau a unor efecte fizico-chimice ca schimbul de bază sau cimentarea particulelor prin agenţi aflaţi în apa din pori precum carbonaţii, silicaţii, hidroxizii de aluminiu şi fier.

Efectul global asupra structurii a unei presiuni aplicate îl reprezintă paralelismul crescut al particulelor, care tind să se orienteze normal pe direcţia presiunii, precum şi micşorarea porozităţii şi creşterea densităţii. Presiunea favorizează de asemenea formarea legăturilor chimice între particule în prezenţa agenţilor de cimentare.

Remanierea pământurilor coezive produce importante modificări structurale. În orice zonă de forfecare, apare o reorientare a particulei paralelă cu direcţia de forfecare. O argilă la care tulburarea s-a produs astfel încât structura originară e distrusă se numeşte argilă remaniată.

Pierderea de rezistenţă prin remaniere defineşte sensitivitatea argilei, exprimată prin indicele de sensitivitate St:

St = rezistenţa în stare netulburată / rezistenţa remaniată (1.13) În tabelul 1.5 este dată o clasificare a sensitivităţii argilelor în funcţie de indicele de

sensitivitate.



47

Tabelul 1.5

Indicele de

sensitivitate Sensitivitatea

< 8 slabă 8 – 30 medie

30 – 50 ridicată > 50 foarte ridicată

Cauzele sensitivităţii sunt foarte complexe. Ele includ pierderea efectelor prin presiunea

straturilor de pământ şi, îndeosebi, pierderea efectelor cimentării. La argilele cu sensitivitate foarte ridicată, numite şi argile „quick”, deoarece trec brusc în

stare de curgere, întâlnite în ţările Scandinave şi în Canada, sensitivitatea se datorează modificărilor fizico-chimice în structura şi compoziţia straturilor de apă adsorbită, ca urmare a modificărilor în mediul ambiant intervenite după formarea argilei. Acestea sunt argile marine post-glaciale care au ajuns deasupra nivelului mării prin ridicarea treptată a scoarţei, suferind apoi infiltrarea de către apele dulci care a condus la spălarea treptată a sărurilor. Prin îndepărtarea ionilor de sodiu s-a produs o slăbire pronunţată a legăturilor dintre particule şi o sporire a proporţiei straturilor adsorbite, în timp ce dispunerea structurală a particulelor a rămas în esenţă neschimbată. Aceste sedimente spălate există în prezent ca depozite extrem de instabile şi sensitive care prin remaniere sau tulburare sub acţiunea unui şoc sau unor vibraţii sunt susceptibile de a se transforma într-un lichid vâscos, capabil să se deplaseze cu viteze mari chiar la pante foarte mici.

Tixotropia argilelor

În chimia fizică tixotropia se defineşte drept proprietatea unui sistem coloidal de a trece din

stare de gel în stare curgătoare, atunci când este supus unei acţiuni mecanice, şi de a reveni la starea de gel când acţiunea încetează.

Argilele manifestă şi ele proprietatea de tixotropie. Explicaţia: chiar când suspensia este foarte diluată, între particule există nişte forţe electrice care se manifestă la distanţă şi determină particulele să-şi modifice treptat poziţia şi să formeze cu timpul o reţea structurală foarte afânată, în care vin în contact unele cu altele. Aceasta este structura de gel, caracterizată prin legături slabe care conferă totuşi o mică rezistenţă la forfecare. Printr-o acţiune mecanică, legăturile se distrug, pământul se comportă ca un lichid vâscos.

La pământurile argiloase, tixotropia înseamnă şi proprietatea de modificare a rezistenţei în timp fără a se modifica şi compoziţia. Dacă se iau mai multe probe remaniate de argilă şi se depozitează astfel încât să-şi menţină nemodificate umiditatea şi volumul iar apoi se supun la încercări de compresiune monoaxială la diferiţi timpi, se constată că rezistenţa lor creşte logaritmic în timp. Aceasta se explică prin faptul că energia internă a sistemului argilă – apă nu se află la un minim după remaniere. Pe măsură ce particulele de pământ, ionii şi moleculele de apă trec gradat la poziţii de echilibru, se dezvoltă o structură mai ordonată, de rezistenţă sporită (Fig. 1.40). După un timp mai îndelungat, rezistenţa remaniată atinge o valoare maximă numită rezistenţa la îmbătrânire qa. Procesul de remaniere şi îmbătrânire se poate repeta, conducând la rezistenţe identice la remaniere qr şi la îmbătrânire qa.

Tixotropia se manifestă şi la baterea piloţilor în pământurile argiloase. La suprafaţa de contact dintre pământ şi pilot are loc o remaniere a structurii pământului (ruperea legăturilor de cimentare şi o aşezare preferenţială a particulelor) rezistenţa pământului fiind astfel micşorată, ceea



48

ce favorizează pătrunderea mai uşoară a pilotului (Fig. 1.41). După baterea pilotului trebuie să treacă un „timp de odihnă” de cel puţin 2 săptămâni pentru refacerea legăturilor, înainte de a se trece la încărcarea de probă.

Fig. 1.40

Fig. 1.41

1.8. PROPRIETĂŢI FIZICE DE BAZĂ ALE PĂMÂNTURILOR

Proprietăţile fizice de bază ale pământurilor sunt proprietăţi care caracterizează relaţiile

dintre fazele constituente ale pământurilor. 1.8.1. POROZITATEA, INDICELE PORILOR, UMIDITATEA

Porozitatea (n %)

Fie un volum V compus din:

Vs volumul părţii solide Vw volumul ocupat de apa din pori Vg volumul ocupat de aerul şi gazele din pori Vw + Vg formează volumul porilor, Vp

Gs, Gw, Gg reprezintă greutăţile care corespund celor trei volume G este greutatea totală Se consideră că volumele aferente celor trei faze s-ar fi separat pe înălţimea unei probe

având secţiunea unitară şi volumul V (Fig. 1.42). Prin definiţie:

% 100pV

nV

= ⋅ (1.14)



49

Fig. 1.42

Indicele porilor (e) este raportul dintre volumul porilor Vp şi volumul scheletului:

p

s

Ve

V=

Relaţiile de legătură între n % şi e:

%

100 1

p

p p s

p sp s

s s

V

V V Vn e

V VV V V e

V V

= = = =+ +

+

%

100 1

n e

e=

+ (1.16)

%

100%

1100

p

p p

ps p

V nV V Ve

V nVV V V

V V

= = = =−

−−

%

100%

1100

n

en

=

−

(1.17)

În mod obişnuit, volumul de goluri se exprimă cu ajutorul porozităţii. Care sunt valorile

uzuale ale lui n % pentru diferite categorii de pământuri ? La pământuri granulare se pot aprecia ordinul de mărime şi limitele de variaţie a porozităţii

dacă se face o analogie între structura reală şi un model la care particulele de pământ ar avea forma unor bile. Se demonstrează că volumul maxim de goluri se obţine atunci când centrele sferelor sunt în colţurile unor cuburi (Fig. 1.44).

Fig. 1.43



50

Volumul minim de goluri rezultă atunci când centrele sferelor se găsesc în colţurile unor tetraedri (Fig. 1.44).

Fig. 1.44 La nisip, granulele nu sunt egale şi nu au formă sferică. Totuşi analogia cu sferele este utilă,

deoarece limitele de variaţie ale porozităţii nu diferă cu mult de cele indicate în figurile 1.43 şi 1.44, fiind în mod obişnuit între 23 ÷ 50%.

Mărimea porozităţii este influenţată de forma şi mărimea particulelor, de gradul de

uniformitate, de compoziţia mineralogică a unui pământ. Astfel nisipurile care conţin mică peste 40% pot avea porozităţi de 90%.

La pământurile argiloase, gama de variaţie a porozităţilor este mare, depinzând de starea de

consistenţă a pământului: n % − argilele recent depuse (mâlurile) 70 ÷ 90 % − argilele moi 50 ÷ 70 % − argilele consistente şi vârtoase 30 ÷ 50 % − argile tari 15 ÷ 30 % Pământurile loessoide se caracterizează prin porozităţi mari, între 40 ÷ 60 %, valori uzuale

pentru loessurile din ţara noastră fiind de 50 ÷ 54 %. n şi e nu se determină în laborator ci se calculează în funcţie de γ, γs şi w.

Umiditatea (w)

Umiditatea pământurilor este raportul dintre masa apei Mw conţinută în porii unui volum dat de pământ şi masa particulelor solide Ms:

% w

s

Mw

M= (1.18)



51

Umiditatea se determină în laborator prin uscarea probei de pământ în etuvă timp de 4-6 ore la o temperatură de 105oC. Diferenţa între masa probei înainte şi după uscare reprezintă masa apei, Mw, iar masa particulelor solide Ms se obţine prin cântărirea probei uscate.

1.8.2. GREUTĂŢI UNITARE ALE PĂMÂNTURILOR

Greutatea specifică γs este greutatea unităţii de volum a scheletului. Determinarea greutăţii

specifice se face cu ajutorul picnometrului (Fig. 1.45). Metoda se bazează pe măsurarea indirectă a volumului scheletului prin cântăriri succesive ale probei de pământ, la început în stare uscată şi apoi imersată în apa din picnometru.

Fig. 1.45

1 2

s ss

ss

w

G G

G G GVγ

γ

= =+ −

(1.19)

unde: Gs - greutatea pământului uscat în etuvă la 105oC G1 - greutatea picnometrului umplut cu lichid până la reper G2 - greutatea picnometrului + apă + probă.

Se cântăreşte picnometrul cu apă, apoi picnometrul cu apă şi pământ (a cărui greutate în stare uscată Gs a fost măsurată).

Volumul particulelor este volumul de apă pe care acestea îl dislocuiesc. Greutatea specifică a pământului depinde de greutatea specifică (densitatea) mineralelor

componente. Densitatea fiind constantă pentru un mineral dat iar mineralele care alcătuiesc pământul fiind bine precizate, greutatea specifică a pământurilor variază în limite relativ restrânse:

2,6 < ρs < 2,8 g/cm3 ; 26 < γs < 28 kN/m3

Greutatea volumică γ este greutatea unităţii de volum a pământului în stare naturală

(inclusiv golurile).



52

G

Vγ = (1.20)

În funcţie de starea de umiditate a pământului, se deosebesc patru situaţii cărora le

corespund relaţii diferite între γ şi alţi indici geotehnici (γs, n %, w %). Pentru a deduce aceste relaţii, se consideră un cub de latură 1, la care porii se concentrează pe o înălţime egală chiar cu

%

100

n

%deoarece

100 1p p

V Vn

V

= =

iar partea solidă pe o înălţime

%1

100

n −

.

Pentru o stare dată, greutatea volumică este greutatea cubului unitar, care va depinde de

greutatea porilor Gp şi greutatea părţii solide Gs.

a) Greutatea volumică a pământului uscat, γd (Fig. 1.46)

Fig. 1.46

0;

%% 100; 1 :1

1 100

p s

p sd s

G G G

V G nn

Vγ γ

= =

= ⋅ = = −

γs - greutatea specifică a pământului %

1100d s

nγ γ

= − ⋅

(1.21)

b) Greutatea volumică a pământului saturat (porii plini cu apă), γsat (Fig. 1.44)

Fig. 1.47

sat

sat

;

% %1 :1

100 100

% %1 (1.22)

100 100

p w s w

s ws w

s w

G G G G G

G G n n

V

n n

γ γ γ

γ γ γ

= = +

+ = = − ⋅ + ⋅

= − ⋅ + ⋅

c) Greutatea volumică a pământului umed (parţial saturat), γ (Fig. 1.45)

Fig. 1.48

Doar o parte din pori sunt umpluţi cu apă: %

% 100;100

%1

100

%1

% %1001 1 (1.23)

1 100 100

ws w s s

s

s

s

s ws

G ww G G G G G

G

wG G

wG

G G n w

Vγ γ

= ⋅ = + = + ⋅

= +

+

+ = = = + +



53

Aceasta este cea mai generală relaţie între indicii geotehnici γ, γs, n, w; oricare dintre aceştia poate fi calculat dacă se cunosc ceilalţi trei. În diferite manuale se dau abace sau tabele ajutătoare.

d) Greutatea volumică a pământului în stare submersată, γ ' (Fig. 1.49)

Fig. 1.49

Cubul unitar înconjurat de apă este supus forţei de subpresiune egală cu greutatea G' a volumului de apă dislocuit.

( )

( )

w

%'; ' 1

100

' ' %' 1

1 100

% %1 1

100 100

%' 1 (1.24)

100

s

s ss

w s w

s w

nG G G G

G G G G n

V

n n

n

γ

γ γ

γ γ γ

γ γ γ

= − = −

− − = = = − ⋅ −

− − ⋅ = − ⋅ −

= − ⋅ −

Ţinând seama de (1.24)

γ ' = γsat - γw (1.25)

γ, γs, w se determină în laborator, iar n se calculează în funcţie de aceştia, pornind de obicei de la greutatea volumică în stare uscată.

Greutatea volumică depinde de porozitatea şi umiditatea pământului. Ţinând seama de relaţiile (1.21) ... (1.24), pentru un pământ dat cele 4 greutăţi volumice se

situează în următoarea ordine după mărime:

sat'd

γ γ γ γ< < <

Determinarea greutăţii volumice a pământurilor

Metoda de laborator Metoda uzuală de laborator pentru determinarea greutăţii volumice este metoda cu ştanţa. Se

utilizează o ştanţă cilindrică de metal prevăzută cu un guler prelungitor şi ascuţită la vârf care se înfige în pământ astfel încât pământul să depăşească nivelul gulerului. După scoaterea ştanţei de îndepărtează gulerul, pământul în exces este eliminat, nivelându-se cele două feţe ale ştanţei, astfel încât volumul probei de pământ să fie egal cu cel al ştanţei.

Se cântăreşte ştanţa cu proba de pământ, din care, scăzându-se greutatea cunoscută a ştanţei goale, se află greutatea G a probei. Greutatea volumică se află cu relaţia:

1 2G GG

V Vγ

−= = (1.26)

în care: G1 - greutatea ştanţei cu pământ, în grame forţă; G2 - greutatea ştanţei goale, în grame forţă; V - volumul ştanţei, în centimetri cubi.



54

Pentru fiecare probă de pământ se fac două determinări; dacă diferenţa greutăţii volumice este mai mică de 1%, greutatea volumică a pământurilor este media aritmetică a celor două valori.

Metode de teren

Acestea por fi: − metode directe − metode care folosesc izotopii radioactivi � Metode directe: Pentru determinarea pe teren a greutăţii volumice se poate folosi metoda

cu ştanţa. În funcţie de mărimea particulelor pământului studiat, se utilizează ştanţa de laborator sau o ştanţă specială, cu capacitatea de 1.000 cm3.

Standardul 1913/15-75 prescrie trei metode care se deosebesc prin modul de stabilire a volumului unei gropi săpate în terenul de fundare sau în terasamente.

Determinarea volumului cu nisip afânat uscat (Fig. 1.50). Se nivelează prin săpare o suprafaţă circulară orizontală cu diametrul minim de 60 cm. Pe suprafaţa nivelată se aşează un şablon cu diametrul interior de 20 cm, iar în interiorul acestuia se sapă o groapă de 35 cm adâncime. Se cântăreşte imediat materialul rezultat din săparea gropii, înainte ca acesta să îşi modifice umiditatea naturală, determinându-i-se greutatea. Pe şablon se montează un vas tronconic de volum C, cu şuber închis, peste care se fixează un rezervor pentru nisip. Se toarnă nisip afânat uscat în rezervor, până la ultima gradaţie superioară a acestuia, înregistrându-se volumul A de nisip. Prin deschiderea şuberului, nisipul din rezervor umple atât groapa săpată cât şi vasul tronconic de volum C. Se înregistrează volumul B al nisipului rămas în rezervor, încheindu-se astfel determinarea.

Pentru fiecare încercare, volumul gropii este:

( )V A B C= − +

Pentru fiecare încercare greutatea volumică se determină cu relaţia:

G

Vγ =

Metoda este indicată în cazul pământurilor coezive.

Fig. 1.50



55

Aceste operaţiuni se repetă de cel puţin două ori în puncte diferite, apropiate. Determinarea volumului cu apă şi folie de material plastic (Fig. 1.51) Se nivelează prin săpare o suprafaţă circulară orizontală cu diametrul minim de 150 cm,

corectându-i-se orizontalitatea şi planeitatea cu lata şi nivela. Pe suprafaţa astfel pregătită se aşează un inel sau o ramă pătrată din lemn fasonat, cu înălţimea de 10 cm şi grosimea de 5 cm. În interiorul inelului (ramei) se sapă o groapă cu o adâncime de 40-60 cm. Materialul rezultat din săpătură se cântăreşte imediat, determinându-i-se greutatea G. Pentru aflarea volumului gropii, pe suprafaţa interioară a acesteia se aşează o folie de material plastic ale cărei margini se petrec peste faţa superioară a inelului (ramei). Se toarnă în groapă un volum de apă V1 la nivelul feţei superioare a inelului.

Fig. 1.51

Volumul gropii se determină cu relaţia:

1 2V V V= −

în care V2 este volumul interior al inelului. Pentru fiecare încercare se determină γ cu relaţia:

G

Vγ =

Metoda este indicată în cazul pământurilor necoezive cu dimensiunea maximă a particulei 100 mm.

Determinarea volumului pe cale topografică

Se nivelează o suprafaţă circulară orizontală cu diametrul minim de 400 cm pe care, după trasare şi marcare prin dulapi de lemn, se sapă o groapă cu dimensiunile în plan de 200 x 300 cm şi adâncimea de 100 ... 250 cm.

Dacă după evacuarea materialului, în pereţii gropii rămân părţi de blocuri proeminente, acestea se înlătură împreună cu materialul rezultat din săpătură. Se află greutatea G a materialului



56

săpat. Determinarea volumului V al gropii se face cu mijloace topografice, executând cu nivela şi mira profiluri transversale din 10 în 10 cm. Golurile rămase în pereţii gropii se măsoară separat.

Metoda este aplicată la terasamente din anrocamente (blocuri de rocă) şi balast, cu

dimensiunea maximă peste 100 mm (la diguri, baraje). � Metode cu izotopi radioactivi: Pentru determinarea operativă a greutăţii volumice pe teren se utilizează densimetre cu

izotopi radioactivi. Acestea conţin o sursă de radiaţii gama emise de Cesiu 137 şi un contor Geiger (Fig. 1.52).

Fig. 1.52

La trecerea prin pământ, intensitatea radiaţiilor scade. Pierderea de energie depinde de starea

de îndesare, deci de greutatea volumică a mediului străbătut. Densimetrele se etalonează în laborator, stabilindu-se pentru tipul de pământ dat relaţia între greutatea volumică şi numărul de radiaţii pe minut. În figura 1.52 se arată schema unui densimetru sondă, pentru măsurători în adâncimea stratului şi a unui densimetru placă pentru măsurarea greutăţii volumice la suprafaţa stratului.

1.8.3. GRADUL DE SATURAŢIE

Gradul de saturaţie se defineşte ca raport între volumul apei conţinute în porii pământului şi

volumul total al porilor din acel pământ. Se consideră cubul cu latura 1 (Fig. 1.42).

wr

p

VS

V= (1.27)



57

%

100

w

w w s sr

s s w w

G

G wS

e V G e e

γ γ γ

γ γ= = ⋅ = ⋅

⋅ ⋅ ⋅

%

100s

r

w

wS

e

γ

γ= ⋅

⋅ (1.28)

Dar:

sat100%

1100

w

s

ww

ss

Gw

G

n

ew

n

γγ

γγ

=

⋅⋅

= =

− ⋅

Rezultă ca Sr mai poate fi definit şi sub forma:

sat

%

%r

wS

w= (1.29)

Clasificarea pământurilor în funcţie de gradul de saturaţie: Sr < 0,4 pământ uscat 0,4 < Sr < 0,8 pământ umed 0,8 < Sr < 1 pământ foarte umed Sr = 1 pământ saturat În cazul pământului saturat (Sr = 1) există o relaţie directă între indicele porilor şi umiditate:

%

100s

w

we

γ

γ= ⋅ (1. 30)

Deci, cu cât pământul are porozitate mai mare, cu atât umiditatea este mai mare. Pentru micşorarea volumului de goluri al pământului saturat trebuie evacuată apa din pori. 1.9. IDENTIFICAREA, CLASIFICAREA ŞI DESCRIEREA PĂMÂNTURILOR

Noţiunile prezentate în acest capitol formează baza pentru identificarea, clasificarea şi

descrierea pământurilor, care reprezintă un obiectiv major al investigării terenului de fundare. Pentru identificarea naturii pământurilor, criteriile utilizate sunt granulozitatea (la toate

pământurile) şi plasticitatea (la pământurile fine, care conţin particule sub 0,063 mm). Se pot adăuga, după caz, şi alte criterii de identificare ca de exemplu conţinutul de materii organice.



58

Pentru identificarea stării pământurilor, criteriile de bază sunt starea de îndesare la pământurile necoezive şi consistenţa la pământurile coezive.

Principiile pentru clasificarea pământurilor sunt date în SR EN 14688-2:2005. Pentru descrierea pământurilor, alături de principalele caracteristici ale materialului cum

sunt granulozitatea şi plasticitatea, care dau numele pământului, se adaugă caracteristici secundare, ca de pildă culoarea pământului, forma particulelor. Descrierea poate cuprinde, de asemenea, elemente de caracterizare a masei de pământ, de exemplu consistenţa recunoscută in situ precum şi detalii geologice de macrostructură, cum ar fi prezenţa unor straturi fine de nisip sau praf într-o argilă, fisuri umplute cu praf la argilă, mici lentile de argilă într-un nisip, incluziuni organice sau găuri de rădăcini.

Un exemplu de descriere a unui pământ: Praf argilos; gălbui; plasticitate redusă, procent scăzut de nisip fin; numeroase găuri verticale

de rădăcini; vârtos; loess.

Capitolul 2. Apa în pământ


59

Capitolul 2

APA ÎN PĂMÂNT

Principalele varietăţi de apă în pământ, care influenţează comportarea pământurilor ca teren de fundare sau ca material de construcţie pentru lucrări de pământ, sunt: apa capilară, apa

adsorbită şi apa liberă. Apa capilară şi apa adsorbită reprezintă apa reţinută. În anumite condiţii, în pământ apa se poate găsi şi sub formă solidă. 2.1. APA REŢINUTĂ

2.1.1. APA CAPILARĂ

Întrucât pământurile reprezintă medii discrete formate din particule, spaţiile dintre particule

– porii – sunt interconectate astfel încât apa poate trece de la zonele cu presiune mare la cele cu presiune mică. Nivelul la care presiunea apei din pori este egală cu presiunea atmosferică se numeşte nivelul apei subterane sau nivel freatic. Este locul geometric al nivelelor la care se ridică apa în puţurile de observaţie forate în teren. Dacă toată apa cuprinsă în pământ ar fi supusă doar forţelor gravitaţionale, pământul aflat deasupra nivelului freatic ar fi perfect uscat. În realitate, orice pământ este complet saturat pe o anumită distanţă hc deasupra nivelului apei subterane. (Fig. 2.1)

Fig. 2.1

1 - nivel freatic; 2 - zonă de saturare capilară; 3 - zonă de saturare capilară parţială; 4 - zonă discontinuă; 5 - nivelul terenului

Fenomenul se datorează existenţei unor forţe de tensiune superficială, care atrag de

particulele minerale apa numită apă capilară. În mod simplificat, porii pământului pot fi imaginaţi ca nişte tuburi capilare de dimensiuni variabile, în care apa se ridică la o înălţime numită înălţimea de ridicare capilară hc. În zona de saturare capilară toţi porii sunt plini cu apă. Deasupra acesteia se



60

mai disting două zone: zona de saturare capilară parţială şi zona discontinuă, în care există în diferite puncte apă capilară de contact unind particulele.

Orice variaţie a nivelului apei subterane este însoţită de mişcări ale zonelor capilare. Ridicarea teoretică şi ridicarea observată a apei capilare în pământuri

Este cunoscut fenomenul de capilaritate, de ridicare a apei în tuburile subţiri numite tuburi

capilare (Fig. 2.2). Dacă se introduce într-un vas cu apă un astfel de tub, tensiunea superficială va susţine apa la o înălţime hc deasupra nivelului apei din vas. La partea superioară apa astfel susţinută are forma unei cupe, meniscul capilar, care întâlneşte pereţii tubului sub un unghi α.

Fig. 2.2

Se consideră echilibrul coloanei de apă capilară:

( )2c wd / 4 h dcos Tπ γ = π α (2.1)

unde T este tensiunea superficială la interfaţa apă-aer, acţionând pe circumferinţa tubului. Pentru apa la 20°C, T este de circa 73 dyne/cm sau 0,074 N/m.

Admiţând un tub de sticlă curat şi apa pură α = 0, cos α =1, hc devine:

( ) ( )4 / 2c w w m

h T d T rγ γ= = (2.2)

Ridicarea capilară este invers proporţională cu diametrul tubului capilar. Pentru T = 0.074 N/m şi 4 310 N / m

wγ =

53 10

(m) c

hd

−⋅

� unde d se exprimă în (mm) (2.3)

Analogia dintre porii pământului şi tuburile capilare permite explicarea fenomenelor de

capilaritate observate în pământuri.



61

Pentru aplicarea relaţiei (2.3) este necesar să se precizeze diametrul tuburilor capilare pe care le reprezintă porii.

Se admite că la pământuri diametrul mediu al porilor este de cca. 1/5 din diametrul d10 al pământului.

Fie 10 2d µ= = 0,002 mm

dc = 0,2 d10 = 0.2 x 2 x 10-6 m Aplicând relaţia (2.3) se obţine ridicarea capilară:

5

6

3 1075 m

0, 4 10ch

−

−

⋅= =

⋅

Asemenea înălţimi nu sunt niciodată întâlnite în natură. Aceasta se explică prin faptul că în

pământurile foarte fine forţele de adsorbţie dintre particulele active de pământ şi apă şi forţele osmotice proprii fazei lichide sunt mult mai mari decât forţele de tensiune superficială. Pe de altă parte, straturile de apă adsorbită din jurul particulelor obturează porii şi împiedică ridicarea apei capilare.

Totuşi în pământurile fine (prafuri, argile) înălţimile de ridicare capilară sunt mari, după cum

se constată din tabelul 2.1. Tabelul 2.1

Înălţimea aproximativă de ridicare capilară în diferite pământuri, în m

Starea

pământului

Tipul de pământ

Afânat Îndesat

Nisip mare 0,03 – 0.12 0,04 – 0,15 Nisip mediu 0,12 – 0.50 0,35 – 1,10 Nisip fin 0,30 – 2.00 0,40 – 3,50 Praf 1,50 – 10,0 2,50 – 12,0 Argile 10≥

Coeziunea aparentă datorată apei capilare

Tensiunea din apa capilară atrage particulele de pământ una faţă de cealaltă (Fig. 2.3),

generând ceea ce se numeşte coeziune aparentă. I se spune astfel deoarece dispare la uscarea sau inundarea pământului.

O altă manifestare a coeziunii aparente survine la descărcarea nisipului umed dintr-o

basculantă. Se formează o structură în fagure (Fig. 2.4) în care particulele sunt ţinute împreună de meniscurile capilare. Deşi foarte afânată, structura este destul de stabilă atât timp cât sunt prezente meniscurile capilare. Prin inundare, care duce la ruperea meniscurilor capilare, se produce o micşorare considerabilă a volumului.



62

Fig. 2.3

Fig. 2.4 O regulă practică: se va evita întotdeauna procurarea nisipului umed la volum, deoarece

materialul are porozitate mare, şi se va cumpăra numai la greutate. Existenţa apei de saturare capilară şi, implicit, a coeziunii aparente, explică de ce părţi ale

plajelor de nisip constituie piste excelente pentru maşini, chiar maşini de curse (Fig. 2.5).

Fig. 2.5

2.1.2. APA ADSORBITĂ

În Capitolul 1 au fost arătaţi factorii care determină formarea stratului de apă adsorbită care

înconjoară particulele de argilă. S-a arătat, de asemenea, că proprietăţile apei adsorbite sunt net diferite de cele ale ape libere. Apa adsorbită este puternic reţinută de particula minerală, iar îndepărtarea ei se poate obţine doar prin uscare la 105°C. Moleculele de apă adsorbită se pot mişca relativ uşor paralel cu suprafaţa particulei, dar mişcarea lor normal faţă de suprafaţă este limitată. Prezenţa apei adsorbite conferă pământurilor argiloase proprietăţile caracteristice, în primul rând plasticitatea şi coeziunea.

Mărimea şi natura particulelor de argilă împreună cu natura stratului de apă adsorbită determină şi influenţează plasticitatea. Pentru ca un pământ să se afle în stare plastică, acea stare în care îşi poate păstra noua formă atunci când este presat sau modelat, forţele nete de interacţiune trebuie să permită particulelor să se mişte una în raport cu cealaltă, menţinându-se totodată coeziunea. Rolul apei adsorbite este asemănător cu al unui lubrifiant. Reducerea umidităţii conduce la o diminuare a grosimii stratului de cationi şi la o creştere a forţelor nete de atracţie dintre particule, iar la un anumit moment atracţia este atât de puternică încât particulele nu mai pot luneca uan prin raport cu cealaltă. S-a atins limita de plasticitate, pământul trece în stare tare. Dimpotrivă, atunci când umiditatea creşte în asemenea măsură încât dispare coeziunea, amestecul se comportă ca un lichid vâscos, care curge sub propria greutate. S-a atins limita de lichiditate.



63

Coeziunea este atribuită atracţiei dintre particule rezultată din forţele Van der Waals, afinităţii pentru unii cationi de schimb din apa din pori şi legăturilor muchie-pe-faţă produse de sarcinile pozitive la muchiile unor particule şi de sarcinile negative de pe feţele altor particule. În unele lucrări, coeziunea datorată apei adsorbite este denumită coeziunea moleculară sau sticţiune.

După cum s-a arătat în Capitolul 1, unele pământuri pot avea şi o coeziune datorată legăturilor de cimentare dintre particule, denumită coeziune structurală.

2.1.3. DEPLASAREA APEI REŢINUTE ÎN PĂMÂNT

Înainte de a examina deplasarea în pământ a apei reţinute, care încorporează apa capilară şi

apa adsorbită, este necesar de a introduce conceptul de potenţial de umiditate al pământului, numit şi sucţiune.

Potenţialul de umiditate se exprimă drept tracţiunea maximă H, în cm de apă, pe care o exercită scheletul pământului asupra apei şi care corespunde diferenţelor de presiune în lungul interfeţei aer/apă la meniscuri. Valoarea lui H se exprimă uneori prin logaritmul său zecimal, numit pF. De pildă, un pF = 4 la un pământ înseamnă că tracţiunea maximă exercitată de faza solidă a acelui pământ asupra apei este echivalentă cu 10 000 m de apă sau cu circa 1 MN/m2. Ţinând seama că rezistenţa la tracţiune a apei este de ordinul 2 000 MN/m2, rezultă că valoarea maximă absolută a lui pF este de circa 7.

Potenţialul de umiditate depinde de tipul pământului, mai precis de mărimea particulelor, de compoziţia mineralogică, de densitate şi structură, precum şi de umiditate, gradul de saturaţie şi concentraţia de ioni. Potenţialul de umiditate variază, de asemenea, cu presiunea şi temperatura, incluzând în natura lui forţele de tensiune superficială, forţele osmotice datorate concentraţiei de ioni precum şi forţele de adsorbţie (când sunt prezente minerale active).

Potenţialul de umiditate sau sucţiunea se determină în laborator cu aparate numite capilarimetre sau sucţiometre.

Fig. 2.6

1 – proba de pământ; 2 – apă; 3 – manometru cu mercur

Un model simplu este arătat în figura 2.6. Proba de pământ plasată într-o cupă este adusă în contact direct cu apa dintr-un tub flexibil, care la celălalt capăt este legat cu un manometru cu mercur prin care se măsoară tracţiunea maximă sau sucţiunea, în cm coloană de mercur, pe care proba o exercită asupra apei. Se iau probe succesive din acelaşi pământ la diferite umidităţi,



64

obţinându-se curbe de sucţiune. În figura 2.7 sunt reprezentate asemenea curbe de sucţiune pentru patru pământuri, în sistemul de coordonate w% - pF.

Diferenţa potenţialului de sucţiune a două straturi adiacente de pământuri sau a două zone din acelaşi strat produce curgerea apei. În general, apa circulă de la regiunile de sucţiune mică spre

regiunile de sucţiune mare până când ambele regiuni ating aceiaşi valoare pF. Dacă cele două regiuni considerate au elevaţii diferite, deci un potenţial gravitaţional diferit, curgerea va avea loc până când diferenţa în sucţiune egalează diferenţa în elevaţie între punctele considerate. Dacă, de exemplu, argila nisipoasă B este vecină cu nisipul argilos A la acelaşi nivel (Fig. 2.7) şi ambele au o umiditate iniţială de 20 %, apa va curge de la nisip la argilă până când ambele pământuri vor atinge aceeaşi valoare pF. Aşa se explică de ce lentilele de nisip într-un strat de argilă au întotdeauna umidităţi mult mai mici decât argila care le înconjoară sau de ce, în general, sunt de aşteptat variaţii de umiditate într-un strat de pământ aflat deasupra unei baze cu un potenţial de umiditate diferit. Asemenea fenomene sunt avute în vedere la proiectarea îmbrăcăminţilor de şosele şi piste aviatice, care pot suferi creşteri mari de umiditate dacă potenţialul lor de umiditate este mai mare decât cel al pământului din jur. Un alt exemplu îl reprezintă barajele de pământ cu sâmbure impermeabil (Fig. 2.8) unde se poate manifesta sifonarea capilară prin migrarea apei de la zona de sucţiune mică spre zona de sucţiune mare, avânt drept consecinţă pierderi mari ale apei din lacul de acumulare.

Fig. 2.7

A – nisip argilos; B – argilă nisipoasă; C – argilă cu plasticitate redusă; D – argilă cu plasticitate mare

Fig. 2.8

1 – baraj de pământ (partea amonte); 2 – baraj de pământ (partea aval); 3 – zona de sucţiune mică; 4 – zona de sucţiune mare



65

Sucţiunea plantelor este mare, putând depăşi 3 MN/m2, provocând mişcări importante ale

apei din pământurile adiacente, care se vor contracta producând fisurarea şi crăparea pereţilor clădirilor adiacente. Trebuie ca fundaţiile clădirilor să rămână în afara zonei de pătrundere a rădăcinilor diferiţilor copaci.

Două tipuri particulare de deplasare a apei reţinute sunt termo-osmoza şi electro-osmoza. Termo-osmoza este un fenomen analog curgerii prin convecţie a lichidelor: apa migrează de

la zona mai caldă a unui masiv de pământ spre zona mai rece. Mişcări de acest fel ale apei au, după cum se va arăta, un rol important în mecanismul de îngheţ al pământului.

Electro-osmoza este fenomenul de deplasare a apei între doi electrozi înfipţi în pământ şi

conectaţi la bornele unei surse de curent continuu. Cationii hidrataţi aflaţi în apa din pământ se deplasează spre catod, determinând o creştere importantă a umidităţii în acea zonă.

2.1.4. FENOMENE HIGRO-TERMICE ÎN PĂMÂNTURI

Contracţia şi umflarea pământurilor

Contracţia reprezintă micşorarea volumului pământurilor coezive odată cu reducerea

umidităţii. Contracţia poate fi explicată atât pe seama apei capilare cât şi pe seama apei adsorbite. Pentru a explica modul în care presiunile capilare pot produce contracţia pământurilor argiloase, Terzaghi a propus analogia cu un tub orizontal având pereţi elastici compresibili (Fig. 2.9). Iniţial, tubul este umplut cu apă iar razele meniscurilor sunt foarte mari. Pe măsura evaporării, curbura meniscurilor creşte şi, drept consecinţă, cresc atât presiunea în apă cât şi presiunea capilară în tub, raza tubului se micşorează iar comprimarea pereţilor elastici ai tubului duce la contracţia acestuia atât longitudinală cât şi transversală. Situaţia limită se produce atunci când raza meniscului devine egală cu raza tubului, presiunea negativă în tubul capilar fiind egală cu valoarea corespunzătoare razei tubului iar pereţii tubului comprimaţi corespunzător condiţiei de echilibru între rigiditatea pereţilor şi forţele capilare. Prin imersarea tubului în apă, meniscurile capilare se rup iar tubul se dilată în absenţa forţelor capilare.

Fig. 2.9



66

Există o asemănare între fenomenele de uscare într-un tub şi cele care au loc într-o probă saturată de pământ. Supusă lent uscării, proba va forma meniscuri capilare între particule, care vor creşte eforturile dintre particule şi vor reduce volumul probei. Pe măsură ce contracţia continuă, meniscurile devin mai mici iar presiunile capilare cresc, determinând micşorarea în continuare a volumului. Procesul continuă până când se atinge o presiune capilară limită determinată de potenţialul de umiditate al pământului. Dincolo de acest punct, meniscurile încep să se retragă spre interiorul probei, provocând o schimbare caracteristică a culorii la faţa probei. Nu mai are loc o creştere în continuare a presiunii capilare şi nici o reducere a volumului. Punctul în care încetează reducerea volumului, la care pământul are încă un grad de saturaţie de Sr = 1, se numeşte, după cum s-a arătat, limită de contracţie ws. Pentru majoritatea pământurilor, limita de contracţie variază într-o gamă restrânsă de valori, între 7% şi 14%, putând creşte la pământurile supuse unor cicluri numeroase de umezire-uscare până la valori apropiate de limita de plasticitate.

Mecanismul contracţiei poate fi explicat şi prin intermediul apei adsorbite. Fie o probă de argilă saturată (Fig. 2.10 a). Straturile de apă adsorbită care înconjoară particulele de argilă sunt ţinute de forţele de adsorbţie. Când apa de la suprafaţa probei începe să se evaporeze, are loc o reducere a grosimii stratului de apă adsorbită al particulelor în contact cu atmosfera şi o creştere a atracţiei apei de către aceste particule. Se produce o migrare a apei adsorbite de la următorul şir de particule, în virtutea diferenţei de potenţial de umiditate, şi apoi în continuare, ca un fel de reacţie în lanţ care se opreşte la atingerea unui nou echilibru, atunci când umiditatea pământului devine egală cu limita de contracţie ws.

Umflarea este fenomenul invers contracţiei şi care poate fi de asemenea explicat prin intermediul apei capilare sau al apei adsorbite. La o probă uscată, umiditatea va creşte prin îmbibarea apei condensată la meniscurile capilare. Aceasta se va întâmpla doar în parte datorită diminuării presiunii capilare şi revenirii elastice şi scheletului pământului. Cea mai mare parte a umflării se va datora în mod normal refacerii straturilor de apă adsorbită din jurul particulelor de pământ (Fig. 2.13 b), fenomen invers celui ilustrat în figura 2.13 a. În cazul argilelor montmorillonitice, umflarea se datorează în principal adsorbţiei de apă între lamelele individuale.

Fig. 2.10

Umflarea este un fenomen strâns legat de activitatea mineralelor din care sunt alcătuite

pământurile. Între factorii care influenţează umflarea, cel mai important este potenţialul de umiditate al pământului în stare uscată şi presiunile care se exercită asupra stratului sau probei. Cu cât o probă este mai uscată iar presiunea la care este supusă este mai redusă, cu atât este de aşteptat să se producă o umflare mai mare.

Atât umflarea cât şi contracţia sunt exprimate convenţional în procente din volumul iniţial al probei. Potenţialul de umflare se determină de obicei în laborator prin încercarea de umflare liberă, în care o probă introdusă într-un inel care împiedică deformarea laterală este aşezată pe o piatră poroasă aflată în contact cu apa, măsurându-se creşterea de volum datorată creşterii umidităţii.



67

Aplicându-se o presiune asupra probei, umflarea se reduce. Presiunea necesară a fi aplicată pentru a anula umflarea se numeşte presiune de umflare.

Când o probă de pământ uscată dincolo de limita de contracţie este inundată sau submersată,

umflarea nu se mai produce. Coborârea sub limita de contracţie înseamnă prezenţa de aer în porii pământului. Apa care pătrunde în probă comprimă aerul din pori, provocând desfacerea completă a probei în mici bulgări. Fenomenul poartă numele de desfacere în apă şi este curent întâlnit în natură, stând la originea ruperii şi lichefierii pământurilor uscate, lipsite de vegetaţie, din zonele aride, în cursul sezonului de ploi, atunci când pământul aflat la suprafaţă este o argilă. Desfacerea în

apă reprezintă un mijloc simplu de a distinge între un pământ şi o rocă. Rocile nu se desfac în apă, spre deosebire de pământuri, întrucât într-o bucată de rocă coeziunea internă este suficient de puternică pentru a rezista forţelor capilare.

Umflarea prin îngheţ a pământurilor datorită apei sub formă solidă din pământ

Supusă la temperaturi de 0°C apa din pământ îngheaţă. Îngheţarea apei din pământ este

însoţită de o creştere a volumului, care se observă prin ridicarea suprafeţei terenului, numită umflarea prin îngheţ.

Creşterea volumului prin îngheţ la un pământ care îngheaţă poate atinge chiar 30% din volumul iniţial, ceea ce este mult mai mult decât dacă s-ar datora doar îngheţării apei din porii pământului. Se ştie că apa îşi măreşte volumul prin îngheţ cu 9%, astfel încât la un pământ care ar avea o porozitate de 40%, îngheţarea apei din pori ar putea explica o mărire de volum de numai 3,6%. Rezultă că unele pământuri atrag din zonele învecinate cantităţi suplimentare de apă către zonele îngheţate (Fig. 2.11). Primele cristale de gheaţă, formate în porii mari, acţionează ca nişte magneţi faţă de moleculele de apă din jur, producând o sucţiune mare în apa neîngheţată şi o curgere spre cristale care se transformă în lentile, dirijate de obicei paralel cu suprafaţa terenului. Acestea se dezvoltă până când viteza de eliminare a căldurii devine mai mare decât sursa potenţială de apă. În acel moment, creşterea lentilelor este oprită şi o nouă locaţie pentru lentile se stabileşte mai jos. În urma unui asemenea proces ciclic se formează benzi de gheaţă. Având în vedere distribuţia neregulată a porilor fini în pământ, umflarea prin îngheţ care este întotdeauna egală cu grosimea totală a lentilelor de gheaţă în direcţia îngheţării este de asemenea neregulată, făcând ca suprafaţa pământului îngheţat să apară bombată.

Fig. 2.11

1 – apa subterană; 2 – ridicare capilară; 3 – zonă inferioară de lentile de gheaţă; 4 – zone de pământ îngheţat; 5 – zona superioară de lentile de gheaţă



68

Umflarea prin îngheţ este influenţată de intensitatea îngheţului. În cazul unui îngheţ brusc,

intens, are loc o răcire rapidă iar frontul de îngheţ poate avansa relativ rapid prin pământ. Întrucât timpul pentru creşterea cristalelor este limitat, umflarea totală prin îngheţ poate fi mult mai mică decât în cazul în care are loc o răcire foarte lentă, fiind permis un timp corespunzător pentru creşterea continuă a cristalelor.

Umflarea prin îngheţ se produce pe zone extinse ale suprafeţei pământului expus la temperaturi negative. Poate fi indusă şi prin acţiunea omului, de pildă prin răcirea sub depozite frigorifere. Efectele sunt în parte similare cu cele ale pământurilor expansive, umflarea fiind neuniformă şi de natură sezonieră, producând ridicarea şi deteriorarea pavajelor şi pardoselilor, crăparea zidurilor. Apare însă şi un efect care lipseşte în cazul umflării pământului, şi anume dezgheţul. Întrucât pământul se dezgheaţă de la suprafaţa terenului în jos, apa topită nu poate fi uşor drenată datorită prezenţei pământului îngheţat aflat mai jos, care este practic impermeabil. Rezultă că pământul proaspăt dezgheţat, a cărui structură a fost într-un fel distrusă în procesul de îngheţare, are pori mari şi un exces de apă care conduce la o consistenţă şi o rezistenţă mai reduse în comparaţie cu pământul înainte de a îngheţa. Slăbirea stratelor sistemelor rutiere în perioada de dezgheţ, primăvara, este principala cauză a degradării îmbrăcăminţilor rutiere.

Pentru măsurarea potenţialului de îngheţ al pământurilor se efectuează în laborator încercarea

de îngheţ asupra unei probe confinate lateral, plasată pe fundul unei cutii frigorifice izolate, având baza în contact cu o sursă de apă la temperatura de + 4° (Fig. 2.12). Celălalt capăt al probei este expus aerului rece la o temperatură negativă care poate fi menţinută constantă pentru o perioadă determinată, de exemplu 12 zile. Susceptibilitatea la îngheţ a pământului se estimează pe baza umflării totale a probei.

Fig. 2.12

Trebuie îndeplinite simultan trei condiţii pentru producerea umflării prin îngheţ: un pământ susceptibil de îngheţ, o perioadă prelungită de temperaturi negative şi existenţa apei care să alimenteze frontul de îngheţ. Care sunt pământurile susceptibile de îngheţ, numite şi pământuri gelive? Prezenţa unor particule mai mici de 0,02 mm afectează susceptibilitatea la îngheţ a pământurilor. Pentru o compoziţie mineralogică dată, există o legătură între viteza îngheţării şi procentul de particule fine.

Un criteriu propus de A. Casagrande stipulează că pământurile neuniforme (Cu > 5) pot fi susceptibile la îngheţ dacă particulele mai mici de 0,02 mm depăşesc 3%, în timp ce pentru pământurile uniforme (Cu < 5) acest procent trebuie să fie de 10%. Rezultă că nisipurile şi pietrişurile curate, uniforme, care nu au părţi fine şi au pori mari nu sunt susceptibile la îngheţ. Dacă are loc o umflare, este limitată la cca. 10% ceea ce corespunde, practic, cu creşterea prin îngheţ a volumului apei din pori. O prezenţă semnificativă a fracţiunilor praf şi argilă duce la creşterea suceptibilităţii la îngheţ. Prafurile şi prafurile argiloase sunt foarte susceptibile la îngheţ, întrucât asociază prezenţa unor pori fini cu o permeabilitate suficient de mare care să permită influxul de apă necesar pentru formarea lentilelor de gheaţă. Atunci când porii sunt atât de fini încât permeabilitatea se reduce mult, împiedicând accesul apei spre frontul de îngheţ, gelivitatea se micşorează drastic. Deci şi argilele coloidale cu plasticitate mare, conţinând procente reduse ale fracţiunilor praf şi nisip, sunt practic negelive.



69

Adâncimea de îngheţ este izoterma de 0oC, adică adâncimea sub suprafaţa terenului până la care temperatura T ≤ 0oC şi depinde de capacitatea pământului de a conduce căldura. Cu cât temperatura este mai scăzută şi rămâne mai mult timp sub 0°C şi cu cât conductivitatea termică a pământului este mai mare, cu atât adâncimea de îngheţ este mai mare.

Harta adâncimilor de îngheţ trebuie consultată în vederea stabilirii adâncimii de fundare. O asemenea hartă este dată în STAS 6054-77.

Pământul veşnic îngheţat sau permafrost ocupă arii întinse în Arctica şi Antarctica, acoperind cca. 20% din suprafaţa terestră a pământului. În unele zone, permafrostul se extinde la adâncimi foarte mari, atingând de exemplu 650 m în Alaska de Nord şi 1500 m în unele părţi ale Siberiei.

2.2. APA LIBERĂ

2.2.1. CURGEREA APEI ÎN PĂMÂNTURI

Apa liberă este apa care se deplasează în pământ sub influenţa gravitaţiei. Se numeşte apă

liberă deoarece spre deosebire de apa adsorbită care este reţinută de particulele de pământ la suprafaţa lor prin forţe de natură electromoleculară şi de apa capilară care este reţinută de particule prin forţe de natură fizică (forţe de tensiune superficială), apa gravitaţională este liberă faţă de scheletul mineral, fiind prezentă în special în porii pământurilor necoezive.

O parte din apa care cade în condiţii naturale pe suprafaţa terenului se infiltrează în pământ şi poate forma deasupra unui strat impermeabil o pânză de apă subterană. Prima pânză de apă subterană se numeşte pânză freatică.

Pentru determinarea caracteristicii pânzei de apă se urmăreşte nivelul la care se ridică apa în ţevi introduse în pământ care îndeplinesc rolul unor tuburi piezometrice (Fig. 2.13).

Fig. 2.13

În funcţie de natura terenului şi de condiţiile de formare, pe un amplasament se pot întâlni una sau mai multe pânze de apă subterană. Se deosebesc:



70

− pânze de apă cu nivel liber (pânza freatică) − pânze de apă sub presiune.

La pânza cu nivel liber, nivelul apei în tubul piezometric nu depăşeşte nivelul la care s-a

întâlnit apa. După cum s-a arătat la 2.1.1, deasupra nivelului apei subterane există apă care se ridică prin

capilaritate. Pânza de apă liberă sub presiune se recunoaşte atunci când apa se ridică mai sus de nivelul

la care a fost interceptată (Fig. 2.14 a). Stratul de apă artezian reprezintă un caz particular al straturilor de apă sub presiune, când

apa interceptată se ridică deasupra nivelului terenului (Fig. 2.14 b). Nivelul apelor freatice are variaţii mari determinate de precipitaţii, temperatură, evaporare,

drenaj, puţuri, lucrări hidrotehnice, legătura cu cursul apelor curgătoare. Se urmăreşte, pe cât posibil, ca fundarea construcţiilor să se facă deasupra nivelului apelor subterane, pentru a se evita dificultăţile de execuţie şi exploatare care pot apărea atunci când se fundează sub nivelul apei.

În pământuri, apa liberă curge de la zonele cu presiune mai mare spre zonele cu presiune

mai mică, în virtutea forţelor gravitaţionale.

a) b)

Fig. 2.14 Când se abordează problema curgerii apei în pământ se obişnuieşte să se exprime presiunea

printr-o înălţime de presiune echivalentă, în metri coloană de apă. Potrivit relaţiei stabilită de Bernoulli, înălţimea de presiune totală, h, care produce curgerea apei, are trei componente:

2

w 2eu v

h hg

= + +γ

(2.4)

unde he este elevaţia, care defineşte poziţia punctului considerat faţă de un plan de referinţă arbitrar;

u/γw = hp este înălţimea datorată presiunii u a apei din pori (he şi hp reflectă energia potenţială).

v2/2g = hv este înălţimea de presiune datorată vitezei de curgere v a apei (hv reflectă energia

cinetică).



71

În majoritatea problemelor de curgere a apei în pământuri, v este suficient de mică pentru a fi neglijată. De exemplu, la o viteză de curgere de 0,1 m/s, care este o viteză mare pentru curgerea apei în pământuri, înălţimea de presiune hv este de numai 0,5 mm.

Prin neglijarea lui hv, relaţia (2.4) devine h = he + hp (2.5) Întrucât suma elevaţiei şi a înălţimii de presiune este nivelul piezometric, la curgerea apei în

pământ nivelul piezometric şi înălţimea totală h sunt echivalente. Pentru ca apa să curgă între două puncte, este necesar ca între acestea să existe o diferenţă de nivel piezometric.

Fie cazul considerat în figura 2.16, în care prin tuburi piezometrice se măsoară nivelul piezometric în punctele A şi B.

Apa se deplasează între A şi B doar dacă hA ≠ hB. În acest caz există un regim hidrodinamic. Dacă hA=hB există un regim hidrostatic. Experienţe efectuate de Reynolds spre sfârşitul sec. XIX au evidenţiat două tipuri distincte

de curgere a apei, denumite curgere laminară şi curgere turbulentă. Curgerea laminară este o curgere ordonată, în straturi, fiecare particulă de apă deplasându-

se în lungul unor linii care nu se intersectează niciodată cu liniile urmate de alte particule. Există o anumită viteză critică, definită printr-un număr Reynolds de aproximativ 2000, dincolo de care curgerea încetează a mai fi laminară. La curgerea apei prin pământuri, vitezele apei sunt atât de mici, încât curgerea este aproape întotdeauna laminară. Apariţia curgerii turbulente este posibilă doar în pământuri grosiere mari de tipul blocurilor, bolovănişurile, în umpluturi din anrocamente sau în roci cu caverne.

O altă ipoteză curent admisă este aceea că la pământuri curgerea se face în regim permanent, adică mărimea vitezei apei în orice punct este independentă de timp.

Traseele pe care le descriu moleculele de apă într-o curgere laminară în regim permanent se numesc linii de curent.

Câmpul liniilor de curent poate avea diferite forme. Curgerea este lineară dacă liniile de curent sunt paralele (Fig. 2.15 a), şi bi-dimensională

dacă liniile de curent sunt curbe în planuri paralele (Fig. 2.15 b). Majoritatea problemelor de curgere a apei în pământuri sunt tri-dimensionale, totuşi ele sunt

reduse în mod frecvent la probleme bi-dimensionale. Două cazuri particulare de curgere tri-dimensionale sunt curgerea radială (Fig. 2.15 c) şi curgerea sferic-simetrică (Fig. 2.15 d).

a) b) c) d) Fig. 2.15



72

2.2.2. PERMEABILITATEA PĂMÂNTURILOR

Pentru studiul mişcării apei prin medii poroase se utilizează un dispozitiv experimental

(Fig. 2.16) alcătuit dintr-un vas cilindric cu o probă de pământ, aflat între două vase cu apă.

Fig. 2.16 Atât timp cât se menţine o diferenţă de nivel între cele două vase, apa circulă. Se exprimă he

şi hp pentru patru puncte caracteristice pe traseul dintre cele două vase: punctele de intrare şi ieşire a apei din dispozitivul experimental (A,B) şi punctele de intrare şi ieşire a apei din probă (C,D).

Punct A C D B

he HA HC HD HB

hp 0 HA – HC HB - HD 0 ht HA HA HB HB

Se constată că circulaţia apei se produce fără pierdere de energie de la A la C şi de la D la B.

Pierderea de energie are loc pe porţiunea CD şi se datorează frecării dintre apă şi particulele de pământ, fiind egală cu diferenţa de nivel piezometric h.

Experimentul pune în evidenţă faptul că debitul q de apă care trece în unitatea de timp de la A la B este direct proporţional cu diferenţa de nivel h şi cu aria secţiunii probei şi invers

proporţional cu lungimea � a probei. Pe baza unor încercări în dispozitive de acest fel, Darcy a

stabilit legea care-i poartă numele: v k i= ⋅ (2.6)

unde: v - viteza medie de curgere a apei prin pământ, k - coeficient de permeabilitate al pământului, i - gradientul hidraulic sau panta hidraulică; se defineşte ca raportul

dintre diferenţa de nivel piezometric h între două puncte şi

drumul � străbătut de apă între cele două puncte.



73

hi =�

(2.7)

0i ≠ atunci când există diferenţă de nivel. Legea lui Darcy este valabilă în cazul unei curgeri laminare. Debitul unitar, în unitatea de timp: q A v A k i= ⋅ = ⋅ ⋅ (2.8) Debitul total, corespunzător unui timp t: Q q t A k i t= ⋅ = ⋅ ⋅ ⋅ (2.9) Dacă 1A i t Q k= = = = (2.10) Coeficientul de permeabilitate k poate fi definit, ţinând seama de (2.10), drept cantitatea de

apă care se scurge printr-o secţiune unitară, normală pe linia de curent, în unitatea de timp, sub un

gradient hidraulic unitar. În expresia (2.6) v este viteza aparentă deoarece s-a considerat că apa circulă prin toată

secţiunea A. În realitate, apa circulă doar prin porii pământului, astfel încât viteza reală vr are expresia:

%

100

r

vv

n= unde n % este porozitatea probei.

Pentru mişcarea turbulentă nu se poate aplica legea lui Darcy. Determinarea coeficientului de permeabilitate se poate face prin:

− încercări de laborator − încercări pe teren − calcul cu relaţii empirice.

Determinarea coeficientului de permeabilitate k prin încercări de laborator

Se utilizează aparate numite permeametre. Permeametrul cu nivel (gradient) constant Prin probă trece un curent de apă sub gradient constant (diferenţa de nivel piezometric este

constantă). Acest tip de permeametru poate fi:

− fără sucţiune (utilizat la pământuri necoezive) − cu sucţiune (utilizat la pământuri coezive).



74

Schema permeametrului cu nivel constant cu sucţiune este prezentată în figura 2.17.

Fig. 2.17

Prin deschiderea robinetului de la baza vasului în care se află proba, apa este lăsată să filtreze prin probă. Se măsoară debitul Q filtrat în timpul t:

Q A k i t= ⋅ ⋅ ⋅ (2.11)

în care: A - secţiunea probei

1hi =�

- la permeametrul fără sucţiune

1 2h hi

+=�

- la permeametrul cu sucţiune

� - lungimea probei.

Din relaţia (2.11) se obţine k.

Permeametrul cu nivel (gradient) variabil (Fig. 2.18) h1 - nivel iniţial al apei h2 - nivel final al apei i = h/L - panta hidraulică (gradientul variabil). Denivelarea dh se produce într-un timp dt . Q A dh A k i dt= ⋅ = − ⋅ ⋅ ⋅ (2.12)



75

dh k i dt= − ⋅ ⋅ h

dh k dt= − ⋅ ⋅�

dh kdt

h= − ⋅�

[ ]2

1

h

h

kln h t= ⋅

� (2.13)

Fig. 2.18

Determinarea constă în înregistrarea timpului t necesar pentru producerea unei denivelări de la h1 la h2. Metoda este utilizată la pământuri mai puţin permeabile.

Coeficientul de permeabilitate depinde de vâscozitatea şi greutatea specifică lichidului care trece prin proba de pământ).

În funcţie de temperatura la care se face determinarea, se defineşte coeficientul de permeabilitate la o temperatură etalon de 20oC, cu relaţia:

20 20t

tk k= ⋅� �

�

� (2.14)

Determinarea coeficientului de permeabilitate k prin încercări pe teren

Pomparea de probă

Se execută un puţ filtru care, dacă ajunge la stratul impermeabil, poartă numele de puţ

perfect (Fig. 2.19). La baza puţului se introduce sorbul unei pompe. În urma pompării din puţ a unui debit de regim q, se produce o coborâre a nivelului pânzei freatice.

Pentru a deduce ecuaţia suprafeţei denivelate a apei se consideră un cilindru imaginar de rază x şi înălţime z. Cantitatea de apă care se infiltrează în puţ în unitatea de timp este egală cu cantitatea de apă care se infiltrează prin suprafaţa laterală a cilindrului imaginar:

q a k i 2 x z k iπ= ⋅ ⋅ = ⋅ ⋅ ⋅ ⋅ (2.15)

sindz

i d

α= =�



76

dar fiind mic, sin tgα α α ≅

decidz

idx

=

2dz

q x z kdx

π= ⋅ ⋅ ⋅ ⋅ (2.16)

2

q dxz dz

k xπ⋅ = ⋅

⋅

2

ln2 2

z qx C

kπ= +

⋅ (2.17)

Fig. 2.19

Pentru aflarea constantei de integrare se pune condiţia pe contur: - pentru x = r; z = h

2

ln2 2

h qr C

kπ= + (2.18)

Se scade (2.18) din (2.17) pentru a se elimina C, rezultând ecuaţia suprafeţei denivelate a apei subterane:

2 2 lnq x

z hk rπ

− = (2.19)

Pentru aflarea lui k este necesară determinarea prin măsurători a coordonatelor unui punct al suprafeţei apei.



77

În acest scop, după începerea pompării se măsoară într-un puţ, numit puţ de observaţie, (Fig. 2.19) amplasat la distanţa x1, denivelarea s1 a suprafeţei apei.

Se calculează

1 1z H s= −

2 2 11 ln

xqz h

k rπ− =

( )1

2 21

lnxq

krz h π

=−

(2.20)

Calculul coeficientului de permeabilitate pe baze empirice

Pentru nisipuri, Hazen a propus relaţia:

2 21010k d

−= , în m/s

unde d10 este numit diametrul efectiv (cel care corespunde procentului 10% de pe curba de granulozitate), în mm.

k nu este o constantă pentru un anumit pământ, ci depinde de mărimea porilor pământului, de mărimea, forma şi rugozitatea particulelor, de coeficientul de uniformitate granulometrică, de gradul de îndesare al pământului. Pământurile cu particule colţuroase au permeabilitate mai redusă decât cele cu particule rotunjite.

În pământuri stratificate, permeabilitatea la curgerea paralelă cu direcţia de stratificaţie este mai mare decât la curgerea perpendiculară pe această direcţie. Caracteristicile de macrostructură influenţează de asemenea. Astfel, coeficientul de permeabilitate al unei argile fisurate este mult mai mare decât al argilei nefisurate.

În tabelul 2.2 sunt date limitele de variaţie ale lui k, în m/s, pentru diferite pământuri.

Tabelul 2.2. Coeficientul de permeabilitate (m/s)

1 10-1 10-2 10-3 10-4 10-5 10-6 10-7 10-8 10-9 10-10

Pietrişuri curate Nisipuri curate şi

amestecuri de nisip-pietriş

Nisipuri fine, nisipuri prăfoase, prafuri nisipoase

Prafuri, Prafuri argiloase

Argile prăfoase (argilă 20%) şi

argile nefisurate Argile uscate şi fisurate

2.2.3. ECUAŢIILE MIŞCĂRII APEI PRIN PĂMÂNT. SPECTRUL HIDRODINAMIC

Se examinează mişcarea apei prin pământ în următoarele ipoteze:

− mediu omogen − este valabilă legea lui Darcy − lichidul se consideră omogen şi incompresibil − nu se produc modificări de volum ale mediului poros în timpul curgerii.



78

Fie problema plană de curgere a apei. Se consideră un element de laturi dx, dy şi grosime unitară (Fig. 2.20)

Fig. 2.20

Se exprimă condiţia de continuitate pentru curgerea în regim permanent: cantitatea de apă care intră în volumul de pământ este egală cu cantitatea de apă care iese din volumul de pământ.

1 1 1 1yxx y x y

vvv dy v dx v dx dy v dy dx

x y

∂ ∂ ⋅ ⋅ + ⋅ ⋅ = + ⋅ + + ⋅

∂ (2.21)

Ecuaţia de continuitate devine

0yxvv

x y

∂∂+ =

∂ ∂ (2.22)

Dar, după legea lui Darcy şi ţinând seama că gradientul pozitiv corespunde unei scăderi a

vitezei

y y

x x

hv k

y

hv k

x

∂= − ⋅

∂

∂= − ⋅

∂

(2.23)

Înlocuind (2.23) în (2.24):

2 2

2 20

x y

h hk k

x y

∂ ∂+ =

∂ ∂ (2.24)

Dacă mediul este izotrop kx = ky = k (coeficient de permeabilitate identic în ambele direcţii):



79

2 2

2 20

h h

x y

∂ ∂+ =

∂ ∂ (2.25)

Mişcarea apei (sau a oricărui lichid incompresibil) prin pământ este descrisă de ecuaţia

(2.25) care este o ecuaţie de tip Laplace. h este o funcţie armonică. Pentru cazuri simple, integrarea ecuaţiei Laplace se face direct. Fie cazul curgerii apei într-o singură direcţie (Fig. 2.21).

Fig. 2.21 2

1 220; ;

h hc h c x c

x x

∂ ∂= = = ⋅ +

∂ ∂

Condiţii pe contur x = 0 h = H (punctul C) x = L h = 0 (punctul D) C2 = H

1h C x H= ⋅ +

10 C L H= ⋅ +

1

HC

L= −

Hh x H

L= − + (2.26)

S-a obţinut ecuaţia unei drepte care exprimă variaţia înălţimii piezometrice h între punctele

C şi D. Pentru cazul general, trebuie găsite două funcţii φ şi ψ care să îndeplinească condiţiile:

x y y xv v v v

x y x y

φ φ ψ ψ∂ ∂ ∂ ∂= = − = =

∂ ∂ ∂ ∂ (2.27)



80

Care este semnificaţia fizică a funcţiei φ ?

x

hk

x x

φ∂ ∂= −

∂ ∂ (2.28)

Soluţia ecuaţiei Laplace:

( ),xk h x y cφ = − + (2.29)

Fie ( )1 1,xk h x y cφ = − + - o curbă a familiei de curbe φ.

( ) 1 1, = constantx

ch x y

k

φ−= (2.30)

Există o familie de curbe φ, curbe echipotenţiale, numite astfel deoarece toate punctele unei curbe au aceeaşi înălţime piezometrică, acelaşi potenţial.

φ este funcţia de potenţial. Care este semnificaţia fizică a curbei ψ ? Se exprimă diferenţiala totală a funcţiei ψ:

y xd dx dy v dx v dy

x y

ψ ψψ

∂ ∂= + = − +

∂ ∂ (2.31)

Pentru ψ = constant: 0; 0

y xd v dx v dyψ = − + = (2.32)

Panta curbelor ψ : y

x

dvdy dx

ddx v

dyψ

ψ

ψ

= =

(2.33)

Există o familie de curbe ψ care descriu chiar traiectoriile particulelor de apă, numite linii

de curent. Pentru a stabili în ce raport se află cele două familii de curbe, se exprimă diferenţiala totală a

funcţiei φ.

x yd dx dy v dx v dy

x y

φ φφ

∂ ∂= + = +

∂ ∂

Pentru constant: 0dφ φ= = ; 0

x yv dx v dy+ = (2.34)



81

Panta curbelor φ :

x

y

vdy

dx vφ

=

(2.35)

Relaţia ce există între cele două familii de curbe, φ şi ψ, decurge din compararea relaţiei

(2.33) cu relaţia (2.35). Rezultă că φ şi ψ se intersectează sub un unghi drept, sunt deci curbe ortogonale.

Ansamblul acestor familii de curbe ortogonale constituie spectrul hidrodinamic al curgerii,

pe scurt spectrul hidrodinamic. Cunoaşterea spectrului hidrodinamic este necesară în numeroase cazuri pentru determinarea

debitului ce se scurge pe sub o construcţie, a subpresiunii apei de-a lungul construcţiei şi a forţei curentului în diferite puncte.

Pentru o problemă dată, rezolvarea problemei de mişcare constă în aflarea celor două familii

de curbe φ şi ψ . Metode pentru determinarea spectrului hidrodinamic

Metoda analitică

În figurile 2.22 a,b sunt prezentate două cazuri particulare de spectre hidrodinamice pentru

care soluţiile s-au obţinut pe cale analitică prin integrarea ecuaţiei Laplace. Metoda grafică de construire a spectrului se foloseşte când nu se pot afla expresiile analitice

ale curbelor şi când condiţiile de contur sunt simple şi cunoscute. Pornind de la condiţiile de contur şi de la tipul de reţinere a apei se presupun nişte linii de

curent posibile şi se construiesc apoi liniile echipotenţiale, ortogonale pe primele (Fig. 2.23). Metoda modelării hidraulice (modelare fizică)

Se execută modelul la scară redusă, în canal vitrat, al construcţiei de pământ prin care are loc scurgerea apei şi se determină direct înălţimea piezometrică prin tuburi piezometrice plasate în nodurile unui caroiaj. După reprezentarea rezultatelor se construiesc prin interpolare liniile echipotenţiale şi apoi liniile de curent.

Rezultatele sunt puternic influenţate de calitatea etanşării racordurilor dintre tuburile

piezometrice şi construcţia de pământ, de aceea metoda este utilizată mai ales în scopuri demonstrative.



82

Fig. 2.22



83

Fig. 2.23 Metoda modelării prin analogie electro - hidro - dinamică Este o modelare analogică. Ecuaţia Laplace caracterizează şi alte fenomene fizice, ca de

exemplu curgerea curentului electric printr-o placă de grosime uniformă. Pe baza analogiei cu acest fenomen se confecţionează un model al lucrării de pământ din hârtie bună conducătoare de electricitate (Fig. 2.24). În puncte de potenţial cunoscut (pe contur, de exemplu) hârtia se vopseşte cu un lac care menţine potenţialul electric la o anumită valoare.

Lăsând să treacă curentul, cu instalaţii speciale se măsoară potenţialul în anumite puncte (nodurile unui caroiaj). Se obţin linii echipotenţiale care se consideră identice cu cele de la curgerea apei.

Fig. 2.24

Utilizarea spectrului hidrodinamic la determinarea debitului de apă

care trece prin pământ în condiţiile unei lucrări date

Se izolează o zonă din spectrul hidrodinamic, delimitată de două curbe echipotenţiale şi de două linii de curent (Fig. 2.25).



84

Fig. 2.25 ∆ h - înălţimea coloanei de apă care corespunde pierderii de presiune între cele două curbe echipotenţiale.

1i

h aq A k i a k k h

b b

∆= ⋅ ⋅ = ⋅ ⋅ ⋅ = ⋅ ⋅∆ (2.36)

Dar h

hN

φ

∆ = (2.37)

în care Nφ - numărul de trepte de pierdere de presiune (numărul de intervale dintre curbele

echipotenţiale corespunzătoare spectrului hidrodinamic) Debitul unitar total :

i

a hq q N k

b Nψ

ψ

= = ⋅ ⋅ ⋅∑ (2.38)

unde Nψ - numărul de intervale dintre liniile de curent corespunzătoare spectrului hidrodinamioc

Dacă 1:Na

q k hb N

ψ

φ

≈ = ⋅ ⋅ (2.39)

2.2.4. ACŢIUNEA MECANICĂ A APEI ASUPRA PĂMÂNTULUI

(ACŢUNEA HIDRODINAMICĂ)

Apa în mişcare acţionează asupra scheletului printr-o forţă denumită forţă hidrodinamică,

datorată frecării dintre particulele de apă şi pământ. Se consideră un volum prismatic de pământ cu baza un pătrat având laturile egale cu b şi

înălţimea h = 1, străbătut de un curent de apă şi delimitat prin liniile de curent şi echipotenţiale (Fig. 2.25).



85

Forţa corespunzătoare feţei AB : 1 1w

h bγ⋅ ⋅ ⋅ în care 1 wh γ⋅ reprezintă presiunea apei pe faţa

AB. Forţa corespunzătoare feţei CD : ( )

2

1 sin 1w

h

h b h bα γ+ ⋅ − ∆ ⋅ ⋅��

unde h2 γw este presiunea apei pe

faţa CD.

Fig. 2.25

Se exprimă condiţia de echilibru, scriind ecuaţia de proiecţie a forţelor în lungul axei x:

( )2

1 1 satsin 1 sin 0x w wF h b h b h b b Pγ α γ γ α= ⋅ ⋅ − + − ∆ ⋅ + ⋅ ⋅ ⋅ − ∆ =∑ (2.40)

( )2

satsinw w

b h b Pα γ γ γ⋅ − + ∆ ⋅ ⋅ = ∆��

forţă datorată forţă datorată greutăţii proprii acţiunii apei în a pământului mişcare

2' sinw

J

b h b Pγ α γ⋅ ⋅ + ∆ ⋅ ⋅ = ∆��

(2.41)

Forţa

wJ h bγ= ∆ ⋅ ⋅ este forţa hidrodinamică rezultată din presiunea transmisă de apă

scheletului pe lungimea b a liniei de curent în cuprinsul volumului considerat.

Dacă se raportează forţa totală J la volumul de pământ ( )2 1b ⋅ se obţine forţa curentului j:

2w w

h b hJj

V b b

γ γ∆ ⋅ ⋅ ∆ ⋅= = = (2.42)

Dar h

ib

∆= , gradientul hidraulic al curentului pe porţiunea respectivă.



86

Deci: w

j iγ= ⋅ (2.43)

Deoarece i nu are dimensiuni, rezultă că forţa curentului (forţa hidrodinamică acţionând asupra unui volum unitar de pământ) este o forţă de natură masică, care se exprimă, ca şi γ, în kN/m3, având direcţia în fiecare punct după tangenta la linia de curent, iar ca sens, sensul curentului.

Efectul forţei curentului asupra stabilităţii masivului de pământ poate fi favorabil sau nefavorabil.

Fie A şi B două vase comunicante, dintre care A conţine apă iar B o probă de nisip saturat. Cele două vase sunt legate printr-un tub flexibil, ceea ce permite deplasarea pe verticală a vasului A.

Când vasul B este situat sub vasul A (Fig. 26 a), proba de pământ va fi sub acţiunea unui curent de apă descendent.

Examinând condiţia de echilibru a unui volum unitar de pământ aflat la faţa probei din vasul A, se observă că acesta este acţionat de două forţe: forţa curentului şi greutatea volumică a pământului submersat γ ' (Fig. 2.26 b).

a)

b) Fig. 2.26

În cazul curentului descendent, ambele forţe sunt îndreptate în acelaşi sens. În consecinţă,

forţa curentului are un efect stabilizator, determinând compactarea pământului. Când vasul A este sub vasul B (Fig. 2.27 a) proba de pământ va fi sub acţiunea unui curent

de apă ascendent. De data aceasta, cele două forţe care acţionează asupra volumului unitar de pământ au

sensuri contrarii (Fig. 2.27 b).

a)

b) Fig. 2.27



87

Ridicarea hidraulică În cazul ilustrat în figura 2.27 momentul critic se produce atunci când cele două forţe sunt

egale 'w

iγ γ⋅ = ; acest moment critic corespunde unui gradient critic icr, când forţele de contact

dintre particule se anulează, pământul trecând în stare de plutire (dacă se pune pe nisip o greutate, aceasta se scufundă brusc când i = icr).

Acest fenomen este numit în SR EN 1997-1 cedare prin ridicare hidraulică datorată

anulării eforturilor efective verticale. În cele ce urmează îl vom denumi, prescurtat, ridicare

hidraulică.

( )

cr

%1

' 100 s w

w w

n

i

γ γγ

γ γ

− −

= = (2.44)

Pentru a stabili ordinul de mărime al lui icr, se dă lui n % o valoare uzuală. Fie n % = 35 %; γs = 2,65 g/cm3. Rezultă γ ' ≅ 10 kN/m3. Întrucât γw = 10 kN/m3, rezultă: icr ≅ 1 Fenomenul de ridicare hidraulică se produce în special în pământuri necoezive sau slab

coezive (nisipuri fine sau mijlocii, nisipuri fine prăfoase, prafuri nisipoase). Fie cazul unei excavaţii deschise sub nivelul apei subterane, la adăpostul unui perete realizat

etanş (Fig. 2.28). Apa este evacuată din incintă prin pompare din puţuri de colectare. Se pune problema determinării fişei t a peretelui, pentru a nu se produce fenomenul de

ridicare hidrodinamică.

Fig. 2.28



88

Condiţia de evitare a ridicării hidraulice:

ef max cri i< (2.45)

ef 2

hi

h t=

+ (drumul cel mai scurt străbătut de o particulă de apă, pentru a ajunge dintr-o

parte în alta a peretelui, este h + 2 t). Adoptându-se un coeficient de siguranţă Fs, din relaţia (2.46) se obţine mărimea fişei t care

să asigure peretele faţa de pericolul de ridicare hidraulică.

'

2w s

h

h t F

γ

γ=

+ ⋅ (2.46)

Dacă nu se poate asigura fişa t necesară, se recurge la coborârea generală a nivelului apei subterane (Fig. 2.29). Se pompează apa din puţuri sau filtre aciculare amplasate în jurul săpăturii; se exclude astfel riscul ridicării hidraulice, deoarece sensul de mişcare al apei către punctul de colectare este descendernt, ceea ce asigură stabilitatea pământului din zona de excavaţie.

Fig. 2.29

Eroziunea internă

O altă manifestare a acţiunii hidrodinamice o constituie fenomenul de eroziune internă care se poate produce, de exemplu, la partea din aval a barajelor, în care se concentrează linii de curent şi echipotenţiale iar gradientul hidraulic este mai mare. Eroziunea se manifestă prin formarea unei cavităţi la piciorul barajului (Fig. 2.29).

Fenomenul de eroziune devine din ce în ce mai intens pe măsura adâncirii cavităţii, deoarece liniile de curent se scurtează iar gradientul creşte.



89

Fig. 2.30

Filtre inverse Un mijloc eficient de protecţie faţă de ridicarea hidraulică şi faţă de eroziunea internă îl

reprezintă filtrele inverse. Protecţia constă din aşezarea pe stratul de pământ ce trebuie protejat a unuia sau mai multor

straturi de material granular (nisip, pietriş), mărimea particulelor crescând pe măsură ce se îndepărtează de stratul protejat, cel care riscă să fie antrenat de apă.

Denumirea de filtru invers se datorează faptului că straturile sunt aşezate, în cazul curentului de apă ascendent, în ordinea inversă celei ce se realizează prin sedimentare naturală.

Ca regulă generală, dimensiunile particulelor trebuie să fie crescătoare în sensul de curgere al apei. Astfel, în cazul unui dren, straturile filtrului invers ce protejează drenul sunt dispuse în raport cu direcţia de curgere a apei, evitându-se antrenarea particulelor fine către dren (Fig. 2.31).

Materialul de aşezat în primul strat al filtrului invers trebuie să îndeplinească două condiţii: − granulele trebuie să fie suficient de mari, astfel încât să permită o micşorare

corespunzătoare a forţei curentului; − granulele nu trebuie să depăşească o anumită mărime, pentru că atunci şi golurile

dintre ele ar fi mari, existând riscul antrenării particulelor mici printre particulele mari.

Celor două condiţii le corespund următoarele relaţii stabilite pe cale experimentală: a) d15 filtru ≥ (4 ÷ 5) d15 material de protejat

(2.46) b) d15 filtru ≤ (4 ÷ 5) d15 material de protejat.

Dacă filtrul invers are mai multe straturi (Fig. 2.32), se aplică succesiv relaţiile (a) şi (b) luându-se ca referinţă stratul aflat imediat sub stratul considerat.

Se mai urmăreşte ca uniformitatea filtrului şi a pământului de protejat să fie asemănătoare, ceea ce înseamnă înclinări apropiate ale curbelor de granulozitate. Grosimea minimă a unui filtru invers este de 30 cm.

În figura 2.33 este figurată curba granulometrică a materialului de protejat (�) precum şi zona pământurilor bune pentru realizarea filtrului invers (�).

Eficacitatea filtrului se exprimă prin reducerea forţei curentului. Se porneşte de la condiţia de continuitate, adică viteza cu care curge apa prin pământul protejat şi prin filtru este constantă.

filtru filtruv k i k i= ⋅ = ⋅



90

unde: k - coeficient de permeabilitate; se poate exprima cu relaţia empirică 2 21010k d= sau,

în mod aproximativ, cu relaţia 2 21510k d≅

Fig. 2.31. Dren cu filtru invers

Fig. 2.32

Fig. 2.33

( )

2 215 15

filtru 22filtru 15 filtru 15

100 1

100 255

d dki i i i i

k d d= = = =

filtru 25

ii = (2.47)

Filtrul asigură o reducere a forţei curentului de 25 de ori.

Capitolul 3. Evacuarea apei din excavaţii (epuismente)


91

Capitolul 3

EVACUAREA APEI DIN EXCAVAŢII (EPUISMENTE) Prezenţa apei subterane pe amplasament reprezintă o problemă dintre cele mai dificile care

apare la executarea excavaţiilor. Metodele pentru soluţionarea acestei probleme pot fi grupate în două categorii:

• îndepărtarea apei prin pompare • împiedicarea pătrunderii apei în excavaţie

În prezentul capitol sunt abordate metodele din prima categorie, cunoscute sub denumirea

generică de epuismente. 3.1. EPUISMENTUL DIRECT

Apa acumulată în excavaţie este colectată într-un şanţ perimetral şi îndepărtată prin pompare.

În cazul unei excavaţii nesprijinite sau sprijinită cu un perete permeabil (Fig. 3.1) accesul apei este permis atât prin pereţii laterali cât şi prin fundul excavaţiei. Atunci când excavaţia se face sub protecţia unui perete etanş, accesul apei se face doar prin baza excavaţiei, care se amenajează cu uşoare înclinări pentru a conduce apa spre şanţul de colectare şi spre una sau mai multe pompe (Fig. 3.2). Pentru prevenirea antrenării pământului, puţul de colectare se protejează cu un filtru invers (Fig. 3.3).

Fig. 3.1

Cel mai mare risc legat de execuţia epuismentului direct îl reprezintă ridicarea hidraulică a pământului care, în cazul excavaţiei sprijinită cu un perete etanş, se manifestă prin umflarea fundului săpăturii şi trecerea pământului în stare de plutire (Fig. 3.4). Dacă se produce ridicarea hidraulică, pomparea trebuie imediat oprită, adaptându-se apoi una din următoarele soluţii:



92

Fig. 3.2

1 – palplanşe; 2 – puţ de colectare; 3 - pompă

Fig. 3.3

Fig. 3.4. Puţ de colectare a apei 1 – sorbul pompei; 2 – filtru invers

− umplerea excavaţiei cu apă până la nivelul iniţial şi continuarea lucrărilor prin excavare şi betonare sub apă;

− prelungirea fişei (părţii îngropate a peretelui) printr-o batere suplimentară a elementelor care alcătuiesc peretele;

− trecerea la epuismentul prin coborârea generală a nivelului apei subterane (vezi p. 3.2).



93

Atât argilele prăfoase şi argilele nisipoase, datorită permeabilităţii reduse, cât şi nisipurile mari şi pietrişurile, datorită dimensiunilor mari ale particulelor şi porilor, nu sunt susceptibile de a fi antrenate.

Pământurile care prezintă acest risc sunt pământurile necoezive sau cu coeziune redusă dar

cu particule fine şi totodată suficient de permeabile: nisipurile fine, nisipurile fine prăfoase, prafurile nisipoase.

Dacă adâncimea săpăturii nu este mare, pompele se amplasează la suprafaţa terenului, ca în

figura 3.2. Înălţimea de aspiraţie nu depăşeşte 6...7 m. Pentru determinarea debitului de pompat, se poate utiliza relaţia: Q q A= ⋅ (m3/h) (3.1)

unde A este suprafaţa săpăturii, iar q un debit specific (se măsoară în m3/m2�h) pentru care se

recomandă valorile 0,16 la nisipuri fine, 0,24 la nisipuri mijlocii, 2,00 la nisipuri mari.

La epuismentul direct dintr-o săpătură cu pereţi de palplanşe (Fig. 3.2), se poate folosi relaţia:

Q q H k U= ⋅ ⋅ ⋅ (m3/h) (3.2)

unde

H este înălţimea de presiune, în m; k - coeficient de permeabilitate, în m/h; U - perimetrul peretelui, în m;

q - debitul specific dat în tabelul 3.1 în funcţie de rapoartele (H+t)/� şi H/(H+t), unde H este

înălţimea de presiune, t fişa palplanşei iar � grosimea stratului de apă.

Tabelul 3.1

Valorile debitului specific q

H t+

�

H

H t+

0,10 0,20 0,30 0,40 0,50 0,60 0,70 0,80 0,90 0,95

1,00 1,39 1,13 0,98 0,88 0,78 0,70 0,61 0,52 0,42 0,36 0,75 1,20 0,95 0,81 0,70 0,61 0,53 0,46 0,39 0,30 0,23 0,50 1,12 0,89 0,74 0,64 0,56 0,48 0,41 0,34 0,27 0,22 0,25 1,08 0,84 0,70 0,60 0,52 0,45 0,39 0,32 0,25 0,21 0,00 1,02 0,80 0,67 0,58 0,50 0,42 0,38 0,31 0,24 0,20



94

3.2. COBORÂREA GENERALĂ A NIVELULUI APEI SUBTERANE

(EPUISMENTE INDIRECTE)

Principalele mijloace pentru coborârea generală a nivelului apei subterane sunt instalaţiile cu puţuri-filtre şi instalaţiile cu filtre aciculare.

Principiul de funcţionare al unei instalaţii de coborâre artificială a nivelului apei subterane este arătat in figura 3.5. De jur împrejurul gropii de fundaţie se execută prin forare puţuri-filtre sau se înfig filtre aciculare, către care se drenează apa, evacuată prin pompare. Prin coborârea generală a nivelului apei subterane, cu circa 0,50 m sub cota săpăturii, atât excavaţia cât şi lucrările de fundaţii se pot executa în uscat.

Fig. 3.5. Schema instalaţiei pentru coborârea generală a nivelului apei subterane:

1 – puţ-filtru sau filtru acicular; 2 – strat impermeabil

Fig. 3.6. Coborârea generală a nivelului apei subterane pentru a preveni cedarea hidraulică prin

subpresiune: 1 – excavaţie; 2 – strat impermeabil; 3 – strat permeabil

Sunt situaţii în care coborârea generală a nivelului apei subterane se utilizează nu pentru evacuarea apei din săpătură, ci pentru a preveni fenomenul numit în SR EN 1997-1 cedarea prin

ridicare hidraulică globală datorată presiunii arhimedice, pe care-l vom numi pe scurt cedare

hidraulică prin subpresiune (Fig. 3.6). Stratificaţia se caracterizează prin prezenţa a două pânze de apă dintre care prima cu nivel liber, iar cea de-a doua sub presiune, separate printr-un strat argilos practic impermeabil. Prin deschiderea excavaţiei, stratul de argilă este supus presiunii H,



95

corespunzătoare diferenţei de nivel dintre cele două pânze de apă (Fig. 3.6 a). Grosimea h a

stratului de argilă la baza excavaţiei poate fi insuficientă, astfel încât se va produce cedarea fundului săpăturii sub acţiunea presiunii p = γwH (Fig. 3.6 b). Pentru prevenirea acestui fenomen, se recurge la coborârea generală a nivelului apei subterane (Fig. 3.6 c).

Puţurile filtre se execută în felul următor (Fig. 3.7): se forează o gaură cu diametrul de 40 ... 60 cm, până la stratul impermeabil sau, dacă acest lucru nu este posibil, până la o adâncime suficient de mare sub cota săpăturii. În interiorul găurii forate se introduce un tub de 15 ... 30 cm diametru, perforat, în care este coborâtă conducta de aspiraţie a apei.

Fig. 3.7. Puţ-filtru: 1 – vană; 2 – mufă; 3 – conductă de colectare; 4 – conductă de aspiraţie (Φ 75…100 mm); 5 – tub-filtru (Φ 150…300 mm); 6 – dop din lemn; 7 – strat filtrant I exterior

(0,5…2 mm) ; 8 – strat filtrant II interior (2…10 mm) Înainte de extragerea coloanei de foraj din pământ, în spaţiul dintre coloană şi tubul

perforat se introduc unul sau mai multe straturi de material filtrant (pietriş, nisip mare), care



96

funcţionează ca un filtru invers între pământ şi tubul-filtru. Pe măsura realizării filtrului invers, coloana de foraj este ridicată; în tubul-filtru, în care se acumulează apa, se introduce sorbul unei pompe aflate la suprafaţa terenului sau se introduc una sau două pompe submersibile.

Puţurile filtre se utilizează pentru coborârea nivelului apei subterane în pământuri cu permeabilităţi mari şi foarte mari (nisipuri mijlocii şi mari, pietrişuri).

Filtrele aciculare sunt ţevi cu diametrul exterior de 5 ... 7,5 cm, cu partea inferioară perforată pe 1 ... 2 m şi înfăşurată într-o pânză de sârmă de cupru. Vârful filtrului are o alcătuire caracteristică, fiind prevăzut în interior cu un ventil sferic. Filtrele se înfig în pământ cu ajutorul unui jet de apă sub o presiune de 5…6 daN/cm2, care desface pământul de sub vârf şi, ridicându-se de-a lungul ţevii, antrenează părţile fine din pământ creând astfel un filtru natural pe o distanţă de 15…25 cm de jur-împrejur.

Sub efectul jetului de apă, filtrele aciculare pătrund prin propria greutate în pământ, trebuind doar să fie ghidate de muncitor. În pământuri tari, înfigerea se poate realiza prin batere sau vibrare.

În figura 3.8 se arată principalele faze ale introducerii unui filtre acicular, iar in figura 3.9 detaliul vârfului filtrului in cursul înfigerii şi al pompării apei. Drenarea apei către filtrele aciculare se poate face sub acţiunea gravitaţiei, ca la puţurile-filtre. La nisipurile fine şi la pământurile prăfoase, drenarea gravitaţională se poate dovedi ineficace, datorită permeabilităţii mai scăzute a acestor pământuri care cedează mai greu apa. În aceste condiţii în instalaţia de filtre aciculare se introduce şi o pompă de vacuum, care creează în filtre o presiune negativă de 0,7...0,8 daN/cm2. Apa subterană aflată la presiunea atmosferică este drenată forţat spre filtrele aciculare unde presiunea este mai scăzută.

În cazul utilizării vacuumului, filtrele se protejează la suprafaţă cu un dop etanş de argilă. În figura 3.10 este reprezentată suprafaţa denivelată a apei in jurul filtrului, corespunzătoare drenării gravitaţionale şi drenării forţate cu vacuum.

Fig. 3.8. Fazele înfigerii în pământ a unui filtru acicular:

1 – jet de apă; 2 – dop de argilă; 3 – conductă de colectare.



97

Fig. 3.9. Detalii ale vârfului unui filtru acicular: a – în cursul înfigerii; b – în cursul pompării; 1 – ţeava de injectare a apei sub presiune sau ţeava de absorbţie; 2 – filtru; 3 – ventil sferic deschis;

4 – ventil sferic închis; 5 – filtru natural.

Fig. 3.10. Filtru acicular vacuumat: 1 – coborârea nivelului apei în urma drenării gravitaţionale; 2 – coborârea nivelului apei în urma drenării cu vacuum; 3 – dop de argilă; 4 – filtru acicular

Eficacitatea instalaţiei în pământuri prăfoase şi argiloase poate fi mărită, dacă pe lângă filtrele aciculare vacuumate se utilizează şi drenarea electro-osmotică, astfel: alternativ cu filtrele aciculare se introduc ţevi metalice care se leagă la polul pozitiv al unei surse de curent de 30…60 V, devenind anozi, în timp ce conducta colectoare a instalaţiei de filtre aciculare se leagă la polul pozitiv; la trecerea curentului electric, apa se duce la filtrele aciculare (catozi) de unde este pompată (Fig. 3.11).



98

Fig. 3.11. Instalaţie de drenare electroosmotică cu filtre aciculare: 1 – filtru acicular (catod); 2 – bară de

oţel (anod); 3 – staţie de pompare; 4 – generator de curent

Din figura 3.12 rezultă un alt efect favorabil pe care îl prezintă drenarea electro-

osmotică: prin dirijarea curentului de apă dinspre taluz (unde sunt dispuşi anozii) spre interior (unde sunt dispuşi catozii reprezentaţi de puţuri-filtre sau de filtre aciculare) se îmbunătăţesc condiţiile de stabilitate ale taluzului.

Fig. 3.12. Modificarea direcţiei de curgere a apei într-un taluz prin drenare electro-osmotică 1 – catod (puţ-filtru sau filtru acicular legat de instalaţia de pompare); 2 – anod (bară de oţel);

3 – linii de curent

Filtrele aciculare se utilizează pentru coborârea nivelului apei subterane în pământuri cu permeabilităţi reduse (nisipuri fine, nisipuri prăfoase, prafuri nisipoase, prafuri)

Puţurile-filtre şi filtrele aciculare, la care apa este evacuată cu pompe amplasate la

suprafaţa terenului, pot asigura coborârea nivelului apei pe cel mult 5...6 m. Când cota finală a excavaţiei este aflată la o adâncime mai mare faţă de nivelul apei subterane, trebuie să se utilizeze mai multe trepte de coborâre. Este recomandabil ca prima platformă a instalaţiei de coborâre să fie situată chiar la nivelul iniţial al apei subterane. În figura 3.13 este arătată o coborâre realizată din două trepte.



99

Fig. 3.13. Coborârea generală a nivelului apei în trepte

Calculul unei instalaţii de coborâre artificială a nivelului apei subterane se bazează pe

formule din hidraulica subterană de tipul celei deduse în capitolul 2 în legătura cu determinarea coeficientului de permeabilitate k prin pompare de probă pe teren.

După cum s-a arătat în capitolul 2, în cazul puţului perfect, coborât până la stratul impermeabil (Fig. 3.7) ecuaţia suprafeţei denivelate a pânzei de apă subterane este:

πk2 2 q x

z h lnr

− = (3.3)

La o distanţă r de axa puţului, denumită rază de influenţă, efectul pompării încetează a

se mai resimţi, pânza de apă găsindu-se la nivelul iniţial; deci, înlocuind x = R, z = H în relaţia (3.3) rezultă:

π 2 2k

q ( H h )R

lnr

= − (3.4)

Se notează s0 denivelarea produsă în dreptul puţului (Fig. 3.5):

0

0

h H s ;

s H h.

= −

= − (3.5)

Se înlocuieşte relaţia (3.5) în relaţia (3.4):

0 0

πkq ( 2H s )s

Rln

r

= − (3.6)



100

Relaţia (3.6) exprimă relaţia dintre debitul q pompat din puţ şi denivelarea s0 rezultată. Distanţa R se stabileşte cu următoarea relaţie determinată experimental:

0R 3000s k= (3.7)

în care s0 se exprimă în m, iar k în m/s. Tot experimental s-a dovedit că pomparea se poate efectua doar dacă gradientul hidraulic ce se realizează la intrarea apei în puţ (şi care creşte odată cu creşterea debitului) nu depăşeşte valoarea imax:

max1

i15 k

=

Înlocuind această valoare a gradientului în legea lui Darcy q = Aki, se obţinea următoarea

expresie pentru debitul maxim ce se poate extrage dintr-un puţ:

maxk

q 2 rh15 k

π= 3m /s (3.8)

Relaţia (3.6) stabilită pentru pomparea dintr-un puţ a fost extinsă şi pentru cazul pompării

din mai multe puţuri, admiţând că acestea s-ar dispune pe perimetrul unui cerc de rază R1 şi că efectul lor cumulat este egal cu cel al unui puţ fictiv de rază R1 şi având aceeaşi rază de influenţă R ca puţul izolat (Fig. 3.14). În acest fel se obţine debitul total Q necesar pentru obţinerea denivelării s0:

0 0

1

πkQ ( 2H s )s

Rln

R

= −

Fig. 3.14. Schemă pentru calculul debitului Q pompat din mai multe puţuri simultan Numărul de puţuri rezultă din relaţia:

max

Qn

q= (3.9)



101

Puterea instalaţiei de pompare:

a rQ( h h )N

75η

−= , [CP] (3.10)

unde: ha este înălţimea de aspiraţie, în m; hr – este înălţimea de refulare, în m; η – coeficientul de randament care se ia egal cu 0,33.

Cunoscându-se din cataloage debitul şi puterea instalaţiei de pompare, se alege tipul de

pompă adecvat. În mod obişnuit, puţurile-filtre se amplasează la distanţe de 5…6 m, unul de altul. Instalaţiile de filtre aciculare se livrează în garnituri complete, cuprinzând atât filtrele cât şi

conductele, pompele de vacuum şi de absorbţie-refulare, motorul electric etc. Pe baza datelor de catalog urmează a se stabili, în funcţie de coeficientul de permeabilitate k, doar distanţa la care se înfig filtrele unul faţă de celălalt. De obicei, această distanţă este 1,5 ... 2 m. Filtrele se racordează la conducte de colectare care sunt în legătură cu staţia de pompare (Fig. 3.11).

Exemplul din figura 3.15 ilustrează avantajele pe care le prezintă coborârea generală a

nivelului apei subterane faţă de epuismentul direct. Se arată o excavaţie sprijinită în interiorul căreia, spre a se putea lucra în uscat, se aplică două metode de evacuare a apei. În cazul epuismentului direct (Fig. 3.15 a), sprijinirea trebuie să reziste atât la împingerea pământului, cât şi la cea a apei şi trebuie să fie etanşe; există riscul de ridicare hidraulică, mai ales dacă pământul este prăfos-nisipos. În cazul coborârii nivelului apei (Fig. 3.15 b), sprijinirea este solicitată doar de împingerea pământului, iar condiţia de etanşeitate nu mai este obligatorie. Riscul de ridicare hidraulică este exclus, datorită faptului că, spre deosebire de epuismentul direct, curentul de apă către punctul de colectare este descendent, contribuind la îndesarea pământului.

Fig. 3.15. Comparaţie între epuismentul direct (a) şi coborârea generală a apei subterane (b)



102

Alegerea mijloacelor de evacuare a apei din săpături depinde în primul rând de mărimea coeficientului de permeabilitate k. Experienţa multor lucrări a definit în mod general domeniul de aplicabilitate al diferitelor mijloace, după cum urmează:

k = 10-9 m/s, evacuarea cu mijloace manuale (găleţi etc.); k = 10-9…10-7 m/s, pompare intermitentă; k = 10-7…10-4 m/s, filtre aciculare vacuumate, drenare electro-osmotică; k = 10-4…10-1 m/s, puţuri filtre; k = 10-1…10 m/s, epuismentul direct posibil pentru înălţimi de apă sub 3 m; k >10 m/s, epuizarea apei nu este posibilă.


103

BIBLIOGRAFIE

1. Manoliu, I. (1980). Geotehnica. Note de curs. Fascicula 1. Institutul de Construcţii Bucureşti.

2. Manoliu, I. (1983). Fundaţii şi procedee de fundare. Editura Didactică şi Pedagogică,

Bucureşti.

3. SR EN ISO 14688-1:2004. Cercetări şi încercări geotehnice. Identificarea şi clasificarea

pământurilor. Partea 1: Identificare şi descriere.

4. SR EN ISO 14688-2:2005. Cercetări şi încercări geotehnice. Identificarea şi clasificarea

pământurilor. Partea 2: Principii pentru o clasificare.

5. SR EN 1997-1. Eurocod 7: Proiectarea geotehnică. Partea 1: Reguli generale.

6. SR EN 1997-2: Eurocod 7: Proiectarea geotehnică. Partea 2: Investigarea şi încercarea

terenului.

Documents

Geotehnica I