Влияние минерального состава и органического вещества на свойства грунтов

При инженерно-геологическом изучении горных пород особенно важно знать содержание в них породообразующих минералов, которые находятся в преобладающих количествах и оказывают влияние на их •свойства. Поэтому наибольшее значение имеют минералы класса первичных силикатов (полевые шпаты, оливин, пироксены и амфиболы и др., к ним же относится условно кварц), у которых пре­обладают внутрикристаллические связи ионно-ковалентного типа; про­стые соли (карбонаты, сульфаты, галоиды), имеющие ионный тип связей; глинистые минералы (гидрослюды, монтмориллонит, каолинит и др.). характеризующиеся большим разнообразием внутрикристаллизационных связей, включая ковалентную, ионную, водород­ную и молекулярную связи. Кроме того, в горных породах и почвах в значительном количестве может содержаться органическое вещество, в строении которого большую роль играют водородные и молекулярные связи.

Свойства минералов связаны с особенностями их химического сос­тава, внутреннего строения и тех связей, которые существуют внутри самих минералов (атомов, ионов, радикалов). Свойства минералов, в свою очередь, обусловливают свойства грунтов, которые они слагают. Примеров такого влияния можно привести много.

От природы химической связи атомов и структурного типа крис­таллической решетки зависит сжимаемость большинства сили­катов. Установлено, что увеличение степени плотности упаковки атомов в структуре минералов ведет к уменьшению их сжимаемости. Вот по­этому минералы группы оливина, для которых характерна высокая плотность упаковки кремнекислородных тетраэдров, отличаются мень­шей сжимаемостью по сравнению с кварцем и полевым шпатом, имеющими менее плотную упаковку атомов. В соответствии с этим, при пористости <1%, сжимаемость магматических пород основного сос­тава оказывается меньшей по сравнению с породами кислого состава.

Одним из важнейших инженерно-геологических свойств простых солей является их растворимость, обусловленная преобладанием ионного типа связи в решетке этих минералов. Исходя из теории ион­ных кристаллов, устойчивость простой соли определяется энергией ее-кристаллической решетки, т. е. работой, требуемой для разрушения кулоновского взаимодействия ионов в решетке и удаления их на рас­стояния, при которых можно пренебречь электростатическим взаимо­действием между ними. Ионный кристалл будет растворим в воде,. если притяжение ионов молекулами воды будет больше энергии их электростатического притяжения, т. е. энергия гидратации ионов будет больше энергии решетки.

Величина кулоновского взаимодействия между ионами, а следова­тельно, и энергия кристаллической решетки ионных кристаллов за­висят от радиуса и заряда ионов. Поэтому растворимость простых со­лей, как правило, снижается с уменьшением ионных радиусов и повы­шением валентности ионов .В соответствии с этим химические и биохимические (органогенные) породы карбонатного состава всегда имеют растворимость-меньше, чем сульфатные, а эти, в свою очередь, меньше, чем га­лоидные.

Большое влияние на свойст­ва дисперсных грунтов оказыва­ют глинистые минералы. Глинис­тые минералы относятся к груп­пе слоистых и слоисто-ленточ­ных силикатов и отличаются от других минералов класса силика­тов высокой дисперсностью и гид-рофильностью, способностью к; сорбции и ионному обмену. Высо­кая дисперсность глинистых минералов является их естественным фи­зическим состоянием. В природных условиях глинистые минералы име­ют размер частиц не более 1 —10 мкм и поэтому преимущественно встречаются в наиболее дисперсной (глинистой) фракции осадочных пород, к которой обычно относят частицы размером <1 мкм или <2 мкм.

Глинистые минералы являются наиболее активной составной частью дисперсных горных пород, в значительной степени обусловли­вающей их инженерно-геологические свойства. Даже небольшое со­держание глинистых минералов в горной породе существенным обра­зом влияет на многие ее важнейшие свойства, такие, как гидрофиль-ность, прочность, водопроницаемость, пластичность, набухание и т. д. Высокая активность глинистых минералов не может быть объясне­на исключительно их большой удельной поверхностью. Многие физико-химические явления, происходящие на поверхности глинистых минера­лов, определяются особенностями их кристаллохимического строения. Связь между слоями у глинистых минералов может быть различной в зависимости от осо- Ценностей строения слоя и величины его заряда. У ряда минералов она является достаточно прочной и обеспечивается взаимодействием кислородных и гидроксильных атомов смежных слоев (водородная связь) или катионами, располагающимися в межслоевом пространстве одноименно заряженных слоев (ионно-электростатическая связь). У других минералов связь между слоями менее прочная и обусловлена остаточными (молекулярными) силами.

В первом случае глинистые минералы имеют жесткую кристалли­ческую решетку, т. е. такую, когда молекулы воды и обменные ионы не могут проникать в межслоевое пространство кристалла. У минера­лов (каолинит, гидрослюда, хлорит, палыгорскит и др.) с жесткой крис­таллической решеткой внутреннее набухание отсутствует. Во втором случае глинистые минералы (монтмориллонит, нонтронит, вермикулит и др.) имеют раздвижную кристаллическую решетку; в межслоевое пространство такой кристаллической решетки проникают молекулы воды и обменные катионы. Минералы, имеющие раздвижную кристал­лическую решетку, набухают с увеличением межслоевого пространства.

Третья группа глинистых минералов объединяет смешаннослойные минералы, микрокристаллы которых могут включать как ненабухаю-щие, так и набухающие слои. Следовательно, по своим свойствам сме-шанослойные минералы занимают промежуточное положение между минералами с жесткой (нераздвижной) и раздвижной кристалличес­кими решетками. Среди глинистых пород более древнего возраста, начиная от девон­ского и кончая некоторыми породами кайнозоя, преобладающим глинис­тым минералом чаще всего является гидрослюда (58% всех исследо­ванных образцов), затем монтмориллонит (30%) и каолинит (8%). Следовательно, при инженерно-геологическом изучении глинистых грунтов наибольшее внимание необходимо уделять этим трем глинис­тым минералам. Интересно, что три наиболее распространенных глинистых минерала (гидрослюда, монтмориллонит, каолинит) в то же время являются типичными представителями трех разных групп гли­нистых минералов, существенно различающихся по особенностям их кристаллохимического строения.

Органическоевещество накапливается в земной коре в результате жизнедеятельности и отмирания растительных и животных огранизмов. Наибольшее распространение имеют растительные остатки; которые могут встречаться как в виде неразложившихся отмерших растений и микроорганизмов, так и в виде разложившихся — гумуса. В почвах содержание гумуса доходит до 80—90% от общего количества органи­ческого вещества, которое, в свою очередь, достигает в некоторых поч­вах 10—20%. В состав гумуса входят гуминовые кислоты, имеющие «губчатое» строение с множеством микропор. Этим в значительной сте­пени определяются их водоудерживающая способность и сорбционные свойства. Под электронным микроскопом видны микроагрегаты гуми-иовых кислот, имеющих вид мельчайших сферических частиц диамет­ром в десятые доли мкм . Присутствие органического вещества в горных породах и почвах в виде гумуса всегда повышает их дисперсность и значительно влияет на свойства грунтов. Одно из свойств грунтов — их плотность — цели­ком определяется минеральным и органическим составом грунтов.

Плотность минералов зависит от состава атомов, слагающих минерал, и плотности их упаковки в кристаллической решетке. Плотность не зависит от степени дробле­ния материала; большой кристалл кварца и кварцевый песок имеют одинаковую плотность. Наибольшей плотностью обладают минералы, содержащие тяжелые элементы и имеющие плотнейшую упаковку атомов. Примером таких минералов среди первичных силикатов могут быть оливин, пироксены и амфиболы, в составе которых содержатся ионы железа. К тому же кристаллическая решетка этих минералов построена по принципу плотнейшей кислородной упаковки в заполне­нием катионами промежуточных пустот. Поэтому плотность оливина, пироксенов и амфиболов составляет 2,8—3,7 г/см³. В противополож­ность им кварц и полевые шпаты, состоящие в основном из кремния и кислорода и имеющие «ажурную» структуру решетки, обладают мень­шей плотностью (2,50—2,69 г/см³).

Плотность глинистых минералов (особенно таких, как монтморил­лонит, гидрослюда, вермикулит) варьирует в значительных пределах вследствие изоморфных замещений, а также вследствие того, что па­раметры кристаллической решетки ряда минералов (а следовательно, и плотность) существенно изменяются в зависимости от степени гидра­тации их. Так, плотность монтмориллонита может изменяться в зави­симости от степени его гидратации 2,35—2,70 г/см³, гидрослюды — от 2,60 до 3,00 г/см³ и т. д. Плотность огранического вещества не пре­вышает 1,25—1,80 г/см³.

В соответствии с плотностью наиболее распространенных породо­образующих минералов средняя плотность минерального компонента большинства пород колеблется от 2,5 до 2,8 г/см³. Она увеличивается с увеличением содержания в грунте тяжелых минералов. Поэтому у основных пород плотность минеральной части составляет 3,0— 3,4 г/см³, что намного выше, чем у кислых пород, плотность минераль­ной части которых приближается к плотности кварца (плотность мине­ральной части гранитов, например, равна 2,6—2,7 г/см³). Почвы, со­держащие гумус, характеризуются меньшей плотностью по сравнению с материнскими породами. Данные по плотности минеральной части грунтов необходимы для расчета их пористости, значение которой ис­пользуется для получения ряда других расчетных характеристик.