книги / Механика грунтов
..pdfками, так как они представляют собой сеть канальцев непра вильной формы, расположенных во всевозможных направле ниях, и величина капиллярного натяжения между отдельными частицами грунта находится в значительно более сложной за висимости от свойств воды, частиц грунта и геометрии пор по сравнению с формулами, выведенными для цилиндрических ка пиллярных трубок.
Важно также отметить, что количественное содержание во ды в грунте обусловливает различные ее свойства, так как мо лекулы воды в первую очередь располагаются на поверхности минеральных частиц, а затем уже постепенно заполняют про межутки между частицами. При малом количестве воды будем
иметь только гигроскопическую |
и пленочную воду, т. е. |
воду, |
|||
с в я з а н н у ю ( а д с о р б и р о в а н н у ю ) |
поверхностью |
мине |
|||
ральных частиц; |
при |
большем |
количестве — к а п и л л я р н о |
||
р а з о б щ е н н у ю, |
а |
еще при большем — капиллярно-подвиж |
|||
ную ( с о б с т в е н н о к а п и л л я р н у ю ) , |
если она соединяется |
||||
с уровнем грунтовых |
вод, и к а п и л л я р н о-п о д в е ше н н у ю, |
если не соединяется, и, наконец, при насыщении грунта водой— п о д в и ж н ы е г р у н т о в ы е воды, полностью подчиняющие ся гидравлическим законам движения в пористой среде (филь трации).
При рассмотрении грунтовых вод, залегающих в грунтовой
толще, различают: почв е нные , расположенные у самой |
по |
верхности грунтовой толщи (верховодка); г р у н т о в ые , |
или |
воды, залегающие ниже почвенного слоя на первом от дневной поверхности водоупорном горизонте, и, наконец, м е ж п л а с т о вые воды, перекрытые и подстилаемые водонепроницаемыми слоями.
Исследования видов воды в грунтах вызвали целый ряд ра бот по изучению взаимодействия между твердыми частицами и водой в почвах и грунтах1. Эти исследования в значительной мере опираются также на выполненные за последние десятиле тия работы по изучению поверхностных явлений в коллоидных системах как в СССР2, так и за рубежом34.
1 А. В. Т р о ф и м о в . |
О пленочной влаге в почве. «Научный агрономи |
|||||||||
ческий журнал» № 9, 1927. П. |
|
И. А н д р и а н о в . |
Различные влажности |
|||||||
почв и их соотношения. Доклады |
ВАСХНИЛ, вып- И, 1938. |
А. В. Д у м а й - |
||||||||
с к и й. Значение проблемы |
связанной воды в почвоведении, «Почвоведение |
|||||||||
и агрономия», Изд-во АН |
СССР, |
1936. |
С. И. Д о л г о в . О |
формах воды в |
||||||
почвах. Труды ВИУАА, вып. 18, |
1937 и |
др. |
системах. |
Известия |
ин-та |
|||||
2 |
А. В. |
Д у м а н с к и й . Вода |
в коллоидных |
|||||||
коллоидной |
химии, вып. 2, |
1934. |
Б. В. Д е р я г и н . |
Упругие |
свойства |
тонких |
||||
слоев воды. ЖФХ, вып. 1, |
1932. |
П. А. Р е б и н д е р . Поверхностные явления, |
||||||||
М., |
1944. |
|
|
|
|
|
|
|
|
|
3 См. например, Сб. под ред. проф. X. Ф. Винтеркорна. «АУа1ег апс! И» |
||||||||||
СопбисНоп |
ш ЗоПв». Специальный вып. АН США, 40, |
1958. |
|
|
4 Н. А. Цытович
Значительные работы проведены также по изучению видов и свойств воды в мерзлых грунтах1.
Перечисленные работы позволяют уже в настоящее время дать отвечающую действительности схему взаимодействия твер дых минеральных частиц грунтов с водой, что имеет существен ное значение для установления внутренних связей в грунтах, обусловливающих их прочность и устойчивость структуры. Эти вопросы будут подробно рассмотрены ниже.
Газообразная фаза в грунтах
Следует прежде всего отметить, что наличие в том или ином количестве и виде газов в грунтах существенно меняет подход к ним, как к дисперсной системе. Если грунт состоит только из минеральных частиц и его поры заполнены газом (воздухом), что может быть лишь в сухих песках и других сухих скелетных грунтах, то будем иметь одну механическую систему; если все поры грунта заполнены водой — то совершенно иную систему, изучение которой должно базироваться на исследовании взаи модействия твердых минеральных частиц с водой, и, нако нец, наиболее сложная система будет тогда, когда грунт со стоит из твердых минеральных частиц, поровой воды и поровых газов.
В грунтах следует рассматривать два основных вида газов: свободные и растворенные в грунтовой воде.
Свободные газы в свою очередь разделяются на: сообщаю щиеся с атмосферой и не сообщающиеся (так называемые замкнутые, или з а щ е м л е н н ы е газы).
Состав газообразной фазы в грунтах может значительно от личаться от состава атмосферного воздуха: так, в нем важную роль могут играть газы биохимического происхождения (метан и др.), а также большое содержание углекислоты, присутствие сернистых и других газов, наличие которых в атмосферном воздухе может быть ничтожным.
Газы, с о о б ща ющи е с я с атмосферой, принимают темпе ратуру и давление ближайших к данной точке частей атмосфе ры. При повышении температуры или при понижении давления атмосферы, а также под действием нагрузки на грунт такие
газы легко удаляются |
из грунта. Этот вид газообразной |
фазы |
|||
|
1 |
Н. А. Ц ы т о в и ч. К теории равновесного |
состояния воды |
в мерзлых |
|
грунтах. |
Известия АН СССР (серии географическая |
и геофизическая), |
т. IX, |
||
№ |
5, б, |
1945. Е г о ж е. О |
движении незамерзшей воды © мерзлых грунтах |
||
(на англ. яз.). Труды IV |
Международного конгресса по механике грунтов, |
||||
т. |
III, |
Лондон, 1957. |
|
|
|
встречается в большинстве случаев в песчаных грунтах и особого значения при решении задач механики грунтов не имеет.
Газы з а мкну т ые (защемленные) наблюдаются в связных грунтах, главным образом в глинах. Возникновение замкнутых (защемленных) газов в глинах можно себе представить сле дующим образом. Чешуйки глины отделены одна от другой уз кими щелеобразными порами. При заполнении более широких щелей водой, которая движется под напором, находящиеся в крупных порах газы будут выходить, соединяясь с атмосферой, а пузырьки газов в узких горловинах или мелких замкнутых порах могут остаться в грунте, так как в крупных порах дви жение воды и газов происходит с большей скоростью, чем в узких.
Наличие в дисперсных грунтах, особенно в глинах, замкнутых пузырьков газов имеет известное значение в механике грунтов. Присутствие замкнутых газов обусловливает существование свободных поверхностей между частицами грунта, водой и пу зырьками газов, вследствие чего возникают силы поверхност ного натяжения, или капиллярные силы. Наличие в грунте пу зырьков газов уменьшает водопроницаемость грунта; кроме того, замкнутые газы увеличивают его упругость, так как при повышении давления (атмосферного, гидростатического или под действием нагрузки) газы претерпевают чисто упругие дефор мации.
Наконец, газы, ра с т в о ре нные в воде, в зависимости от химического состава по-разному могут оказывать влияние на минеральную часть грунтов; одни газы обусловливают процессы окисления, другие — карбонизацию грунтов и т. п. При повы шении температуры грунта и при уменьшении внешнего давле ния газы, растворенные в поровой воде, будут выделяться и с тем большей интенсивностью, чем выше температура грунта или большее уменьшение давления. При выделении газов происхо дит взрыхление (разбухание) грунтов, что существенно может сказаться, например, на объемном весе и степени насыщения водой образцов грунта, взятых из буровых скважин. Послед нее необходимо учитывать при инженерно-геологических ис следованиях и оценке механических свойств грунтов ненарушен ной структуры.
Окисление и карбонизация грунтов, а также растворение поровой водой тех или иных солей и минералов и выпадение их при изменении физических условий вызывают в грунтах фор мирование новых внутренних цементационных связей, которые существенно могут изменять и прочностные свойства грунтов.
Соотношение твердых, жидких и газообразных составляющих грунтов не остается постоянным, а претерпевает изменения под
влиянием внешних воздействий (давления, температуры и пр.), что и необходимо учитывать при оценке состава и свойств грунтов.
§ 3. ВЗАИМОДЕЙСТВИЯ В ДИСПЕРСНОЙ ЧАСТИ ГРУНТОВ
Электромолекулярные силы в грунтах
Самыми активными являются мелкие и мельчайшие мине ральные частицы грунтов. Удельная поверхность этих частиц (поверхность в 1 г) тем больше, чем меньше их размеры. Так, нри размере частиц в 0,001 мм удельная поверхность их изме ряется несколькими квадратными метрами, а еще более мел ких — десятками и сотнями квадратных метров. При весьма малых размерах частиц и огромной их удельной поверхности существенное значение имеют молекулярные силы, определяю щие природу взаимодействия как минеральных частиц между собой, так и минеральных частиц с водой.
Кристаллическая решетка минеральных частиц грунтов об разуется атомами составляющих ее химических элементов (см. рис. 4). Большинство атомов внутри кристаллической решетки минеральных частиц являются нейтральными, т. е. положитель но заряженные ядра в них уравновешиваются отрицательно за ряженными электронами. Потеря или присоединение к нейтраль ному атому одного или нескольких электронов делает атом за ряженным положительно или отрицательно. Такие атомы носят название ионы: с положительным зарядом — катионы и с отрицательным — анионы. Внутри минеральных частиц ионы с различными зарядами уравновешены, а на поверхности наблю дается неполное их уравновешивание, так как внешние электри ческие заряды у поверхности минеральных частиц остаются неиспользованными — свободными. Поэтому минеральные ча стицы ведут себя как заряженные тела, причем опыты показы вают, что грунтовые частицы (глинистые) заряжены отрица тельно. Интенсивность поверхностного заряда частиц зависит главным образом от их минералогического состава. Физические и химические проявления поверхностного заряда определяют пове рхнос тную активность минеральных частиц.
Если частицы любого вещества настолько малы, что поверх ностная активность существенно влияет на их свойства, то го ворят, что вещество находится в к о лл о ид но м с о с т о я н и и . Размер грунтовых коллоидов колеблется от 2 до 0,1 мк. Типич ными коллоидными свойствами является способность частиц ис пытывать броуновское движение (обусловленное толчками мо лекул) и ко а г у ли ро в а т ь с я (слипаться) в воде при нали чии электролитов.
Особенно поверхностная активность минеральных частиц проявляется во взаимодействии их с молекулами воды. Как из вестно, вода состоит из полярных молекул с ионами водорода, заряженными положительно, и ионом кислорода, заряженным отрицательно. При действии внешнего электрического поля про исходит поляризация молекул, которая для диполей воды вы ражается в орие нт ации их в электрическом поле.
Известно далее, что диэлектрическая постоянная минераль ных частиц значительно больше диэлектрической постоянной воды, поэтому при соприкосновении минеральных частиц с во дой возникает электрическое поле с избыточной энергией на по верхности минеральных частиц, что и обусловливает притяже ние ориентированных диполей воды к поверхности минераль ных частиц.
Электромолекулярные силы притяжения действуют на весьма близких расстояниях от поверхности грунтовых частиц. Величи на этих сил у поверхности минеральных частиц, определяемая молекулярным строением частиц, огромна, но по мере удаления от грунтовой частицы быстро падает до нуля. Сфера действия мо лекулярных сил зависит также от состава грунтовой воды и по данным Гохбера1 распространяется от нескольких молеку лярных слоев воды до десятков их при общей толщине слоя по Дерягину2 до 0,1 м к.
Молекулы воды адсорбируются поверхностью минеральных частиц и в свою очередь притягивают другие слои воды, образуя гидратные оболочки вокруг минеральных частиц.
По исследованиям Ф. Лоу3, упорядочение структуры воды поверхностью глинистых частиц распространяется на расстояние до 60 А° (ангстремов) и по мере удаления от поверхности ста новится менее правильной. Однако структуры адсорбирован ной воды и льда неидентичны, но сходны тем, что имеют плот ность, меньшую, чем несвязанная вода, и в обоих случаях структурная связность обусловлена атомами водорода.
Гидратные оболочки частиц (лиосфера)
На рис. 5 представлена схема взаимодействия молекулярных сил на границе раздела твердой частицы и воды, а также схе ма связанности (ориентации) молекул воды в электрическом
|
1 |
Т. Г о х б е р. «Журнал экспериментальной и теоретической |
физики*, |
||||
т. |
1, |
вып. |
5, |
1931. |
|
|
|
|
2 Б. <В. Д е р я г и и . |
Сольватные слои как особые граничные |
фазы н* |
||||
оенове |
прямых |
методов исследования. Труды 2-й Всесоюзной конференции |
|||||
по |
коллоидной |
химии, |
Киев, |
1952. Е г о ж е. «Журнал физической |
химии», |
||
т. |
III, |
вып: |
I, |
1934; «Коллоидный Журнал», т. XVII, № 3, 1955. |
|
||
|
3 |
Ф. Л о у . |
Движение и |
равновесие воды в грунтовых системах. Пере |
|||
вод из Н. Цез |
В. $рес. Кер. |
40, 1958. |
|
поле грунтовой частицы. Рис. 5,а дает схематическую картину ориентации поверхностью твердой частицы и отдельными ка тионами диполей воды, при этом минеральная частица (как, например, у природных глин) заряжена отрицательно. Рис. 5, б схематически показывает ориентацию молекул воды в электри-
|
/ / |
\ |
|
|
|
|
|
ъузионная |
фС| . |
Г гу |
|
|
|
|
|
лачка |
|
|
|
|
|||
|
' |
1 11 / |
Т \V / |
|
|
|
|
|
Ж |
‘ 1 |
|
|
|
|
|
Слои обязанной |
" 4 1 1,,. |
' V ' Ж ч |
|
|
|||
беды |
та |
|
|
|
|
|
|
(гр а н и ч н а я фаза) |
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
■ |
" |
" |
а |
|
Минеральная |
|
|
| | ? у А с © ' Л - Л |
||||
частица |
|
|
|
|
- Г ^ |
- |
□ |
|
|
|
|
|
|||
|
|
|
\ |
|
'Осмотический |
||
Термодинамический |
|
\ |
|
1 |
|
| Свободная |
|
потенциал |
|
|
|
|Связанная |
| |
||
|
|
к |
\ |
|
| |
|
! |
|
|
|
|
|
|||
4инетичеснии |
|
7 |
7 |
^ |
! |
||
потенциал |
|
с |
|
^ |
| |
||
|
|
”17--------------------------------- |
Рис. б. Схема |
электромолекулярного взаимодействия в системе |
||
|
|
твердая частица — вода |
|
в —ориентация |
диполей воды поверхностью твердой частицы я |
отдель |
|
ными катионами; |
б — лиосфера (гидратная оболочка); выделена |
пункти |
|
ром; |
в — эпюра изменений электромолекуля|рных сил |
|
ческом поле грунтовой частицы. Наибольшие силы притяжения испытывают ряды молекул, непосредственно соприкасающихся с поверхностью минеральной частицы. По мере удаления от нее электромолекулярные силы значительно уменьшаются, и на не котором расстоянии молекулы воды будут уже неориентирован ными, находящимися в свободном от поверхностных сил состоя нии. На рис. 5, в схематически изображена эпюра изменения
электромолекулярных сил в зависимости от расстояния до по верхности грунтовой частицы. Как видно из этой схемы, вели чина электромолекулярных сил быстро снижается по мере уве
личения расстояния от поверхности минеральной частицы и на расстоянии порядка десятых долей микрона приобретает ни чтожно малую величину, не превосходящую силы тяжести элементарных частиц.
Таким образом, дисперсный водонасыщенный грунт можно представить в виде твердых минеральных частиц, окруженных л и о с фе ро й — водной оболочкой, в которой так же, как и в земной атмосфере и гидросфере, изменяются давление, состав и свойства в зависимости от расстояния до поверхности твер дой частицы.
У самой поверхности минеральных частиц электромолекулярные силы весьма велики, достигая тысяч и даже десятков тысяч километров на 1 см2. Молекулы воды, окружающие мине
ральные частицы во влажных грунтах, подвержены столь зна чительным силам притяжения, что они оказываются прочно связанными с поверхностью частиц и их не удается отделить от минеральных частиц даже центрифугированием, развивающим силы, в несколько тысяч раз превосходящие силу тяжести. Эти молекулы воды составляют так называемую с вяз а нну ю воду. Связанная вода, по проф. Б. В. Дерягину, образует ори ентированные слои граничной фазы. Эти слои толщиной в несколько десятков рядов молекул, как показали исследования проф. П. А. Ребиндера в свою очередь связывают и ориенти руют прилегающие к ним молекулы воды. Последние обра зуют так называемую д и ффу з н у ю оболочку . Первые слои молекул воды, связанные с поверхностью минеральных частиц, можно назвать также а д с о р б и р о в а н н о й водой, а последующие, связанные посредством ориентированных моле кул воды, — л и о с о р б и р о в а н н о й водой. Внешняя граница лиосорбированной воды определяется соотношением осмотиче ских давлений в лиосорбированной воде и окружающем раство ре солей свободной воды.
Расположенные в пределах диффузной оболочки катионы совместно с отрицательно заряженной поверхностью грунтовой частицы (рис. 5) образуют так называемый двойной эле к трический слой. Наибольший потенциал (термодинамиче ский х) будет у неподвижных анионов твердой частицы, сниже
ние электрического потенциала по толщине диффузного слоя до уровня потенциала в свободном водном растворе соответст вует электрокинетическому потенциалу (или так называемому С-потенциалу). Чем больше С-потенциал, тем больше толщина диффузной водной оболочки частиц.1
1 П. А. Р е б и н д е р. Тридцать лет коллоидной науки в СССР. «Коллоид ный журнал», выл. 6, 1947.
Св я з а н н а я вода имеет совершенно иные свойства, чем вода свободная. Как показали исследования проф. Б. В. Деря гина1, А. В. Раковского12 и др., связанную воду следует рас сматривать как находящуюся в особо тве рдом состоянии, так как ее молекулы не обладают подвижностью и ориентированы в строгом порядке в виде цепочек. Слои связанной воды обла дают определенной структурой, отличной, однако, от структуры обыкновенного льда. При этом необходимо иметь в виду, что не всю молекулярно связанную воду (как это делают некото рые авторы), а только лишь прочно связанные слои следует относить к системе твердых частиц.
По исследованиям проф. А. В. Думанского3, в торфах проч но связанная вода составляет около 30%, а вода диффузных оболочек — около 1500% от веса сухого торфа (т. е. приблизи тельно в 50 раз больше). Опыты также показывают, что и в других высокодисперсных грунтах количество воды диффузных оболочек во много раз превосходит количество связанной. По этому в физике и механике грунтов следует обращать особое внимание на свойства диффузной воды. Прочно связанную воду (твердую) следует объединять с системой твердых минераль ных частиц.
Плотность связанной воды больше, чем свободной. Так, по данным А. Котукова 4, при коэффициенте гидрофильности (отно шение веса связанной воды к весу сухого вещества), равном 0,25, плотность связанной воды равнялась 1,36 г/см3, при коэф фициенте же гидрофильности 0,15 плотность достигала 1,81 г!см3.
Еще ранее А. В. Раковский и Т. Полянский5 нашли, что плот ность связанной воды на поверхности порошка крахмала состав ляла 1,28—2,45 г/см^. Из приведенных данных следует, что чем
тоньше слой связанной воды (меньше коэффициент гидрофиль ности), тем больше ее плотность.
Вязкость связанной воды также отличается от вязкости во ды свободной, при этом, чем тоньше пленки связанной воды, тем больше ее вязкость, что можно установить непосредственными опытами.
Как показали исследования Б. В. Дерягина6, связанная во
да обладает упругостью формы, причем |
модуль упругости ее |
|||||||||||
1 |
Б. |
В. Д е р я г и н . |
Упругие |
свойства пен. |
ЖФХ, т. |
II, вып. 6, 1931; |
||||||
ЖФХ, |
т. III, вып. 9, |
1932; |
ЖФХ, |
т. VII, вып. 3, |
1936. |
|
|
|
||||
2 А. В. Р а к о в с к и й , Д. Н. Т а р а с е н к о в, А. С. К о м а н д и н. |
||||||||||||
«Журнал |
общей химии», |
т. V, вьш. 10, 1935. |
|
|
|
|
|
|||||
3 |
А. |
В. Д у м а н с к и й |
и др. |
Коллоидно-химическое исследование вод |
||||||||
ных свойств торфа. «Коллоидный |
журнал», вып. 2, |
1936. |
|
жидкостей. |
||||||||
4 |
А. |
К о т у к о в . |
О |
плотности сорбированных |
и |
связанных |
||||||
«Коллоидный журнал», |
вьщ. 5, |
1939. |
|
|
|
|
|
|
||||
5 |
А. В. Р а к о в с к и й , |
Т. П о л я н с к и й . |
ЖФХ, |
т. 2, |
вып. |
15, 1931. |
||||||
6 |
Б. В. Д е р я г и н . |
«Коллоидный журнал», |
т. XVII, № |
3, 1955. |
будет тем больше, чем тоньше слой воды. Так, при толщине пленки воды в 0,15 мк модуль сдвига еще очень мал, а при толщине около 0,09 мк (т. е. пленка тоньше примерно в 2 раза) модуль сдвига достигает 200 кг/см2.
Своеобразными свойствами обладает связанная вода при замораживании, обнаруживая в зависимости от толщины пленки различную температуру замерзания, причем значительно более низкую по сравнению с водой свободной.
Рассмотренные аномальные свойства связанной воды обусло вливают неподвижность адсорбированных у поверхности мине ральных частиц слоев воды, лишая их свободной текучести, свойственной жидкостям, и тем самым блокируя наиболее узкие и сужая более широкие поры между частицами грунта. В ре зультате, наблюдается значительное уменьшение водопроницае мости особенно глинистых грунтов, а при небольших гидравли ческих градиентах — даже полная их водонепроницаемость.
Отметим, что вода диффузного слоя может перемещаться в водонасыщенных грунтах под влиянием разности напоров сво бодной воды. Молекулы связанной воды значительно труднее изменяют свое положение, однако и они могут отрываться под влиянием фильтрационного потока, для чего требуется началь ный градиент напора некоторой величины. При этом, чем боль ше скорость фильтрационного потока, тем большие изменения он может вносить в слои связанной воды.
Отметим также, что перемещение связанной и ориентирован ной (диффузной) воды наблюдается и при увеличении внешнего давления, когда часть воды диффузных оболочек будет выжи маться из областей контактов минеральных частиц. При сжа тии полностью гидратированных частиц уменьшается расстоя ние между катионами диффузного слоя, возникают электроста тические силы отталкивания, которые уравновесят внешнее дав ление. При дальнейшем увеличении давления диффузные обо лочки вновь сжимаются, выдавливается новая порция воды, на более близком расстоянии возникают увеличенные силы от талкивания, которые вновь уравновешивают внешнее увеличен ное давление. При разгрузке вследствие преобладания сил от талкивания и электроосмотических явлений твердые частицы раздвинутся и будет наблюдаться «расклинивающий эффект» тонких слоев воды (по Дерягину).
Значение ионного обмена в грунтах
Вода, наполняющая поры грунта, представляет собой сла бый раствор тех или иных солей, в котором при соприкасании с минеральными частицами возникает ионный обмен, или об менная адсорбция — ионы из раствора заменяются ионами из
минеральных частиц. Поэтому при ионном обмене поверхность минеральных частиц резко изменяется, что в свою очередь ока зывает влияние на водопроницаемость грунта, его пластичность и пр.
Состав обменных ионов в гидратных оболочках частиц силь но влияет на свойства и поведение глинистых грунтов. При ион ном обменё натяжение воды изменяется, что обусловливает и изменение капиллярных сил в грунтах — положительно адсор бирующиеся вещества понижают поверхностное натяжение, а отрицательно адсорбирующиеся — повышают, увеличивая кон центрацию оставшейся части раствора.
На ионный обмен в дисперсных грунтах влияют: минерало гический состав твердых частиц и их дисперсность, строение частиц, концентрация электролитов в растворе (чем больше кон центрация, тем больше и ионный обмен), природа обменных ионов, их валентность (наибольшей активностью обладают трех
валентные ионы железа Ре, затем двухвалентные М§, Са и т. д.), а также концентрация водородных ионов рН. Вода всегда дис социирует (распадается), хотя и в небольшом количестве, на ионы водорода (Н+) и гидроокисные ионы ОН. В химически чистой воде концентрация водородных ионов рН= 7, в кислых водах рН<7, а в щелочных, наоборот, рН>7. Чем больше рН, тем адсорбируется большее количество вещества.
Важно отметить, что ионный обмен в дисперсных грунтах является областью, действуя на которую даже очень малым количеством химических веществ (электролитов) можно весьма существенно изменить свойства грунтов, их пластичность, проч ность и пр., что открывает широкие возможности преобразова ния грунтов в нужном для практики направлении.
Влияние электролитов
Одним из свойств грунтовых коллоидов является способ ность их коагулировать, т. е. слипаться в хлопья при наличии в воде электролитов.
Электролитная коагуляция происходит под влиянием увели чения в растворе количества солей (электролитов), что также может быть в грунтах при испарении влаги, при заморажива нии и пр., снижая С-потенциал до некоторой критической вели чины.
Коагулируют ионы, обеспечивающие дегидратацию, зарядом, противоположным заряду коллоидных частиц; например, в гли нистых коллоидах — катионы, ионы же, заряженные одноимен но, являются пептизаторами, увеличивающими дисперсность си стемы частиц.