GEOLOŠKI POGOJI KONSOLIDACIJE TEMELJNIH TAL Lujo Suklje ' S 6 slikami 1. Mlajše, še ne okamenele usedline 1.1 Končni usedki Pod učinkom obremenitve se plasti temeljnih tal v večji ali manjši meri usedajo. Usedanje pomeni v glavnem zbliževanje trdnih zrn, ki sestavljajo zemljine, oziroma zmanjševanje praznin med njimi, izpolnjenih s kaplievino (vodo) ali s plinom (zrakom). Usedek določenega sloja debeline Az = h2 — h, napovedujemo navadno na ta način, da ugotovimo z aproksimativnimi elastostatičnim* metodami prvotne (oa) in nove (oh) normalne tlake v navpični smeri (z) in da določimo z laboratorijskimi preiskavami specifične deformacije e, ki ustrezajo intervalu napetosti Aa = ob — oa. Usedek sloja je integral ploščine specifičnih deformacij h. g z = edz. (1) fti Specifični usedek e. lahko izrazimo pri tem tudi s kvocientom Mv je kompresijski modul. Specifični usedek e oziroma kompresijski modul Mv neke zemljine sta odvisna tako od začetnega tlaka aa kot od končnega tlaka ob oz. od intervala tlakov Aa. Odvisna pa sta tudi od poroznosti, ki enemu in drugemu tlaku ustreza. Laboratorijska izkustva namreč kažejo, da lahko enemu in istemu tlaku a ustreza različna poroznost, izražena s količnikom por e, ki je razmerje med volumnom praznin in volumnom trdnine. Manjša poroznost je lahko zlasti vpliv predhodne obremenitve, ki je bila večja od sedanje geološke obtežbe, to je obtežbe z obstoječimi sloji. Toda tudi zemljine, ki predhodno niso bile pod večjimi tlaki, lahko dosežejo zelo različno poroznost glede na način stopnjevanja obtežbe. Na sliki 1 so predstavljene konsolidacijske krivulje oziroma časovne sovisnice specifičnih usedkov dveh enakih vzorcev suhega zrnja jezerske krede. Vzorec, ki je bil obremenjevan z večjimi intervali tlakov (0,5, 1,0, 1,1 kg/cm2), je dosegel pri tlaku 1,0 kg/cm2 mnogo manjšo poroznost od vzorca, ki je bil obremenjevan z manjšimi intervali (0,5, 0,6, 0,7, 0,8, 0,9, 1,0, 1,1 kg/cm2). Sliena so tudi izkustva z vzorci, ki jih sedimentiramo v IK ff 1. sl. Konsolidacijske krivulje kot časovne sovisnice specifičnih deformacij A h h» dveh vzorcev suhega zrnja jezerske krede. Oba vzorca sta bila nasuta v edo-metra na enak način. 1 — Konsolidacija vzorca s stopnjevanjem obtežbe od 0,5 po 0,1 kg/cm8 do 1,1 kg/cm2; 2 — Konsolidacija vzorca s stopnjevanjem obtežbe od 0,5 neposredno na 1,0 kg/cm* in potem na 1,1 kg/cm2 Fig. 1. Les courbes de consolidation de deux čchantillons de la poudre seche d'une craie lacustre. La mise en place de les deux etait la meme. 1 — Le char-gement a 6tč graduš k 0,1 kg/cm2 de 0,5 jusqu'a 1,1 kg/cm8. 2 — Le chargement a čte augmente de 0,5 kg/cm8 immediatement ži 1,0 kg/cm* et ensuite & 1,1 kg/cm2 vodi. Tako postane razumljivo, zakaj je poroznost mladih usedlin v zmerno debelih slojih navadno večja od poroznosti, ugotovljene na vzorcu, ki smo ga sedimentirali v laboratoriju in obremenjevali skokovito. Priroda je pač obtežbo mnogo previdneje nalagala in tako ji je uspelo, zgraditi zelo porozna nosilna ogrodja zrn. Okrog stikajočih se zrn so se uredile opne vezane vode in njihova natezna trdnost omogoča tudi primerno strižno trdnost zrnskega ogrodja. Razumljivo je, da so takšni zrnski sestavi dokaj labilni. Z naglim povečanjem obtežbe, pa tudi s preveliko obtežbo, ki smo jo zložno stopnje vali, lahko takšne sestave poderemo. Tako bomo pri edometrski preiskavi zaradi skokovitega obremenjevanja rahli prirodni sestav, ki je navadno poškodovan že pri vzetju vzorca in zlasti pri transportu, skoraj vedno porušili. Zato ugotovimo pri »geološkem tlaku-« oa, to je pri tlaku, s katerim je bil vzorec v tleh pred vzetjem v navpični smeri obremenjen, 2. si. Konsolidacijske krivulje z vodo zasičene jezerske krede (vzorec sedimen-tiran v laboratoriju); x enosmerna drenaža, sicer dvosmerna. Reproducirano po S u k 1 j e , 1957 Fig. 2. Les courbes de consolidation d'une craie lacustre saturee d'eau (echantil-lon sediments en laboratoire); x drainage unilateral, aux autres degres Aa drainage bilateral. Reproduit d'apres Suklje, 1957 navadno manjšo poroznost (e'a) nego je tista (ea), ki ustreza naravni vlagi zasičenega vzorca. Tudi pri stopnjevanju obtežbe preko geoloških tlakov do tlakov Ob, ki jih pričakujemo glede na projektirano obremenitev z objektom, so učinki skokovitega obremenjevanja pri edometrski preiskavi podobni. Toda zlasti, če je dodatna obtežba Ao = ~geoloških« tlakov prirodna poroznost zmanjša bolj, nego bi mogli pričakovati glede na učinek razbremenitve vzorca pri vzetju. Malo je verjetno, da se bodo takšni tiksotropni učinki enako uveljavljali v tleh pod mirno obtežbo, kakršno predstavlja dolinska pregrada; vsaj v območju do nekdanjih geoloških obremenitev (s terasnim materialom) tega ni treba pričakovati. 1.2 Konsolidacija V prvem poglavju smo govorili le o končnih usedkih. Usedek pa novi obremenitvi ne sledi hipno. Potreben je zanj primeren čas, ki je pri zasičenih zemljinah odvisen zlasti od propustnosti zemljine, od njene stislji-vosti in od debeline sloja. - kgfcm* 3. si. Sistem izotah s krivuljami {<*'—e)n = const za vzorec po slikah 2 in 4. Levo zgoraj karakteristični parabolni izohroni. Reproducirano po Suklje, 1957 Fig. 3. Syst£me d'isotaches avec des courbes (a'—e)n »^onst. pour 1'echantillon presents par les Figs. 2 et 4. Reproduit d'apr£s Suklje, 1957 Za napoved razvoja konsolidacije uporabljamo navadno klasično Ter-zaghijevo teorijo konsolidacije (Terzaghi, 1925). Osnovana je na Darcyjevem zakonu propustnosti ob supoziciji, da je upor pretoku izcejajoče se vode edini upor, ki ovira prehod zrnja iz prvotne ravnovesne lege v ravnovesno lego, ki ustreza novi obremenitvi; dalje je suponirana linearna odvisnost med specifičnimi deformacijami in medzrnskimi tlaki v območju obravnavane bremenske stopnje Ao. V vsakem trenutku konsolidacije sestoje celotni tlaki iz medzrnskih tlakov o' in iz pornih tlakov u. V diagramu o ~ z (z so koordinate vzorca v smeri strujanja izcejajoče se vode) je mejnica tlakov u in o' krivulja, ki jo imenujemo izohrono. Tzo- hrone imajo parabolasto obliko in za aproksimativne račune lahko supo-niramo, da je parabola kvadratična (slika 3, levo zgoraj). Terzaghi in Frohlich (1936, pogl. 42) sta s takšno supozicijo podala aproksimativno rešitev tudi za konsolidacijski proces sloja med samo sedimentacijo; v račune je treba uvesti sedimentacijsko hitrost v8 ter srednji vrednosti koeficienta propustnosti k in kompresijskega modula Mv. Zanimiva je ugotovitev, da pridemo s takšnim aproksimativnim računom pogosto do zaključka, da je »primarna« konsolidacija po T e r -zaghijevi teoriji v glavnem zaključena tudi v slojih, ki jih smatramo kot nekonsolidirane. Kot primer navajamo mlade usedline v Stanjonskem zalivu pri Kopru. Suponirali smo j600 let trajajočo sedimentacijo s hitrostjo vg = 3 cm na leto (reducirano na debelino slojev po konsolidaciji), upoštevajoč 18 m debele usedline (h = 18 m), dalje (po laboratorijskih preiskavah) srednji kompresijski modul M* = 5 kg/cm2, srednjo propustnost k = 4.10~8 cm/sec in srednjo »potopljeno« prostorninsko težo y = 0,611 t/m8. Za čas t = 600 let se dobi medzrnski tlak ob dnu sloja pt = 1,092 kg/cm2 = 99,3 % yh. Tak rezultat je tudi v skladu s piezo-metrskimi meritvami Geološkega zavoda v Ljubljani (1955/56), ki je ugotovil pome tlake samo v velikosti možnih drugotnih vplivov. Vendar pa je treba upoštevati, da z uplahnitvijo pornih tlakov konsolidacijski proces navadno še ni zaključen v meri, ki bi jo pričakovali po Terzaghijevi teoriji. Laboratorijska in terenska izkustva povedo, da sledi »primarni«« konsolidaciji še »sekundarna« konsolidacija. B u i s -man (1940), ki jo je prvi podrobneje raziskoval, jo je imenoval tudi »sekularno«, ker traja stoletja dolgo. Laboratorijska opazovanja navajajo k temu, da upada srednja poroznost e v tej sekundarni fazi konsolidacije z logaritmom časa (t v sec) po enačbi e = ex — {Ašx + a6 log101); (3) e„ in ae so konstante konsolidacijske krivulje (slika 4) za določeno bremensko stopnjo Ao = ob — oa. Toda v primeru usedlin v Stanjonskem zalivu je koeficient ae laboratorijskih preiskav razmeroma nizek (povprečno okrog 0,005), tako da po njih ne bi mogli pričakovati za 18 m debele sloje v nadaljnjih 100 letih večjega sekundarnega usedanja nego okrog 0,2 %o za sloje ob dnu in 5 %o za sloje ob površini, skupno torej povprečno okrog 2,6 t. j. manj od 5 cm. Pri takšni cenitvi smo logaritemske premice edometrskih konsolida-cijskih krivulj podaljšali preko opazovalnega obdobja, kakor je to na sliki 2 prikazano za neki v laboratoriju sedimentirani vzorec jezerske krede. Po eni strani je jasno, da enačba (3) ne more veljati brezkrajno dolgo, saj bi mogli pri dovolj velikem času t dobiti za količnik por e celo negativno vrednost. Po drugi strani pa navajajo nekateri laboratorijski podatki in velike gostote prirodnih usedlin (n. pr. jezerska kreda v dolini Soče) k domnevi, da bi mogla potekati sekundama konsolidacija v določeni dobi tudi hitreje kot po logaritemski odvisnosti od časa. Konsolidacijske krivulje za višje obremenitve, prikazane na sliki 2, kažejo, da lahko velikost usedkov v sekundarni fazi celo preseže primarne 0 1 2 3.10 O f 2 3.10* O f 2 3J02 O t 2 3.10 scc — Fin. 20 4. si. Konsolidacijske krivulje za bremensko stopnjo Ao — (8—4) kg/cm2 vzorca, prikazanega na slikah 2 in 3; n = razmerje med začetnimi debelinami prirodnih slojev (hin) in vzorca (h]); nc — 1 ustreza preiskavi v edometru; 1... konsolidacij ske krivulje, ustrezajoče sistemu izotah po si. 2; 2 ... ustrezne Terzaghijeve konsolidacij ske krivulje; 3 ... ustrezne Taylorove konsolidacij ske krivulje (teorija B). Reproducirano po Š u k 1 j e , 1957 Fig. 4. Les courbes de consolidation pour l'intervalle Aa = (8—4) kg/cm2 de 1'čchantillon presents par les Figs. 2 et 3; n = rapport entre les epaisseurs initiales de la couche (hUl) et de Techantillon (hj); nc = 1, correspond a l'essai oedometrique; 1.. ..courbes de consolidation correspondant au systčme d'isotaches selon la Fig. 2; 2... les courbes de Terzaghi correspondantes; 3... les courbes de Taylor correspondantes (thčorie B). Reproduit d'apres S u k 1 j e, 1957 usedke. Včasih je sploh težko določiti prehod iz primarne v sekundarno fazo konsolidacije. Podrobnejša analiza konsolidacijskih krivulj (S u k 1 j e , 1957) pa tudi pokaže, da se celo primarna faza konsolidacije edometrskega vzorca razvija pogosto zlasti pri višjih obremenitvah ob zelo majhnih pornih tlakih. Ob supoziciji, da so izohrone parabolične, lahko izračunamo porne tlake iz opazovane hitrosti konsolidacije in iz direktno izmerjenih količnikov propustnosti. Na sliki 3 (desni diagram) je kot primer prikazana s krivuljo, označeno z nc = 1, sovisnica srednjih količnikov por e in srednjih medzrnskih tlakov o"' za edometrsko konsolidacijsko krivuljo Aa — (8 — 4) kg/cm2. Konsolidacija se že ob pričetku razvija ob zelo majhnih pornih tlakih. Neposredne meritve pornih tlakov so to potrdile. Takšne ugotovitve navajajo k zaključku, da majhna vodopropustnost zemljin ni edina zavora konsolidacijskega procesa. Tudi počasi se razvijajoča konsolidacija suhega zrnja zemljine (primer na sliki 1) kaže, da nudi zrnje s&mo prehodu v novo ravnovesno lego primeren odpor; do določenih obtežb je ta odpor tem večji, čim počasnejše, čim mirnejše je naraščanje obremenitve. Tako upoštevanje sekundarne konsolidacije kakor dejstvo, da se lahko tudi primarna faza konsolidacije razvija drugače kot po Terzaghi-jevi teoriji, sta zahtevali splošnejšo shemo konsolidacijskega procesa. V predhodni razpravi (S u k 1 j e, 1957) je bila takšna shema zasnovana na hipotezi, da je hitrost konsolidacije odvisna od srednjih vrednosti poroznosti (e) in medzrnskega tlaka (a'). Ta odvisnost se ugotovi za zasičene zemljine iz konsolidacijskih krivulj edometrskih preiskav za različne bremenske stopnje ob supoziciji, da so izohrone tako v primarni kot v sekundarni iazi konsolidacije parabolične. Na sliki 3 (spodaj) je prikazan sistem izotah, to je krivulj enake konsolidacijske hitrosti, za jezersko kredo iz usedlin pri Logu Cezsoškem. Takšen sistem izotah lahko služi za konstrukcijo konsolidacijske krivulje poljubno debelega sloja. Konsolidacij ska hitrost, ki je podana s tangento Se na konsolidacijsko krivuljo^ — i, mora biti pač enaka hitrosti, ki ustreza v sistemu izotah trenutnemu količniku por in medzrnskemu tlaku. Porni tlaki, enaki razliki med totalnimi in medzrnskimi tlaki, morajo biti pri tem tolikšni, da je omogočeno izcejanje vode s filtracijsko hitrostjo, ki mora biti ob meji plasti enaka konsolidacijski hitrosti. (Podrobnejša obrazložitev je podana v predhodni razpravi: Š u k 1 j e , 1957.) Po takšnih načelih so bile konstruirane na sliki 4 konsolidacijske krivulje jezerske krede za interval tlakov Aa — (8 — 4) kg/cm2, in sicer za sloje, katerih debelina je 10, 10% 10s in 104-krat večja od debeline edometrskega vzorca. Primerjava s Terzaghijevimi konsolidacijskimi krivuljami pokaže, da se tako konstruirane konsolidacijske krivulje debelejših slojev približajo tistim Terzaghijevim krivuljam, ki se po-vzpno do podaljšane logaritemske premice sekundarne konsolidacije edometrskega vzorca. Iz ustreznih sovisnic med srednjimi vrednostmi količnikov por (e) in medzrnskih tlakov (č') (na sliki 3, desno zgoraj) je raz- vidno, kako različno naraščajo pri različnih debelinah medzrnski tlaki č' na račun usihajočih pornih tlakov. Sistem izotah zelo nazorno pojasnjuje vpliv stopnje geološke konsolidacije na hitrost konsolidacije pod novimi, »tehniškimi« obtežbami. Vzemimo n. pr., da je sedanji navpični geološki medzrnski tlak na jezersko kredo, katere konsolidacijske izotahe so prikazane na sliki 3, v določeni globini 4 kg/cm2, da ta kreda ni bila predhodno pod večjo geološko obtežbo in da je konsolidacija napredovala samo do količnika por e = 0,62. Ce sedaj toliko konsolidirano kredo obremenimo z dodatnim tlakom 1 kg/cm2, bosta pač značaj in hitrost konsolidacije odvisna od debeline sloja; toda začetna hitrost vsekakor ne bo manjša od 5-10"10 sec-1 in ne večja od 2.10~7sec~1. Če pa je bila ista kreda dalj časa konsolidirana, n. pr. do e 0,60, tedaj bo začetna konsolidacijska hitrost nekje v intervalu med 7.10~14sec_I in 4-10"11 sec-1. Tako lahko zaključimo, da bodo v določeni dobi n. pr. 100 let usedki popolneje konsolidirane zemljine ne le absolutno manjši od usedkov mlajše, manj konsolidirane zemljine, temveč se bodo tudi počasneje razvijali. Ce je bila ista zemljina predhodno pod večjimi geološkimi obremenitvami, n. pr. pod težo kasneje erodiranih prodnih naplavin, je seveda večja predhodna obtežba omogočila popolnejšo zgostitev zemljine. Tudi po razbremenitvi je večji del deformacij preostal, saj tudi edometrske preiskave uče, da so povratne deformacije pri nepopolni razbremenitvi, n. pr. od 8 do 4 kg/cm2, razmeroma majhne. Ce bi n. pr. po sliki 3 vzeli, da je bila kreda predhodno konsolidirana pod tlakom 8 kg/cm2 samo do poroznosti e = 0,59, in če bi najprej suponirali, da se njena poroznost zaradi razbremenitve do 4 kg/cm2 sploh ni povečala, tedaj se pod dodatno tehniško obtežbo 1 kg/cm2, to je pod tlakom 5 kg/cm2 ne bo usedala hitreje nego z začetno hitrostjo okrog 5.10"18sec"1 in ta hitrost bo potem stalno upadala. Zato je razumljivo, da reagirajo predhodno pod večjimi geološkimi obtežbami konsolidirane gline — n. pr. sivica pod pregrado Moste — na tehniške obtežbe, ki ne presegajo predhodnih geoloških obtežb, samo z majhnimi, počasi se razvijajočimi usedki. Toda zgoraj smo suponirali, da se zaradi geološke razbremenitve v obravnavani globini poroznost sploh ni povečala. Kolikor se je povečala, je treba upoštevati izkustvo laboratorijskih preiskav, da navadno v področju ponovnih obremenitev sistem izotah primarne obremenitve ne velja več. Možna hitrost konsolidacije je v področju ponovne obremenitve večja. To si tolmačimo s tem, da prehaja zrnje pri ponovni obremenitvi v novo ravnovesno lego — prosto povedano — po že izhojenih poteh. Seveda pa se tudi v tem primeru konsolidacija zasičenih zemljin ne more vršiti hitreje kakor po zakonu filtracije, to je po Terzaghijevi konsoli-dacijski teoriji. Ta se vključuje v našo splošno shemo konsolidacijskega procesa kot poseben primer, v katerem se vse izotahe strnejo v eno samo premo izotaho za hitrost v — 0. Za vsako točko (a', e) na tej premici je doseženo popolno ravnovesje. Ker strukturnega odpora po Terzaghijevi teoriji ni, povzroči vsako povečanje intergranularnih tlakov na račun pornih tlakov prehod v ravnovesno lego s hitrostjo, ki jo narekuje Darcyjev zakon. (Glej Šuklje, 1957.) Tudi v področju ponovne obremenitve torej ne moremo pričakovati, da bi se prekonsolidirana tla vračala v prvotno gostoto hitreje kot po Terzaghijevi teoriji glede na premo izotaho v 0, ki veže v diagramu č"5 — e točki sedanje in predhodne poroznosti. Ko je dosežena predhodna poroznost, naj bi zopet veljal sistem izotah primarne obremenitve. 2. Tektonsko poškodovane hribine 2.1 Tektonsko poškodovane nerazkrojene kamenine Splošne preudarke o deformabilnosti tektonsko poškodovanih nerazkrojenih ali deloma razkrojenih kamenin, ki jo bomo obravnavali v tem in v naslednjem poglavju, smo razvijali že v eni predhodnih publikacij (S u k 1 j e, 1954). Tu bomo skušali te splošne preudarke tolmačiti z apro-ksimativnimi računskimi obrazci. t t h 1 ' „ 5. si. Shema razpokane kamenine Fig. 5. Le schema d'une roche fissuree Določitev deformacijskega modula tektonsko poškodovane, dasi nerazkrojene hribine je zelo pomembna za pravilno dimenzioniranje objektov, kakršni so betonske dolinske pregrade in tlačni rovi. Navadno ga ugotavljamo s poizkusnimi obtežbami na okroglih, kvadratnih ali valjastih ploskvah, upoštevajoč elastostatične zakone širjenja napetosti. Naš namen je, podati računsko shemo za pojasnitev zelo različnih vrednosti defor-macijskih modulov, ki jih pri takšnih preiskavah ugotovimo. Mislimo si, da bi obremenjevali velik valjast vzorec tektonsko poškodovane, nerazkrojene hribine (si. 5). Suponirajmo, da vsebuje vzorec na enoto višine n razpok širine d in da so vse razpoke normalne na smer pritiska. Označimo z Es prožnostni modul nepoškodovane kamenine in z E defor-macijski modul poškodovane hribine. S o& označimo predhodni in s Ob novi tlak na vzorec hribine v intervalu tlakov Ao = ai» — je tedaj (l-n)+g„ W Pri večjih deležih (n) plastične preperine lahko prvi člen v imenovalcu zanemarimo in enačba (9) se tedaj poenostavi v obliko E = J (10) Deformacijski modul (Ep) plastične razkrojine pa je odvisen tako od njene sedanje kot od predhodne obtežbe. Modul močno prekonsolidiranih razkrojin se s sedanjo obtežbo bistveno ne menja — razen blizu površine, kjer je razbremenitev popolnejša in nabrekanje občutno. Prekonsolidacija je lahko posledica tektonskih pritiskov, ki so bili aktivni še po razkroju hribine, ali obtežbe s plastmi, ki so bile kasneje erodirane. Ce pa ne računamo z vplivom takšne predhodne obtežbe, je treba upoštevati naraščanje deformacijskega modula plastične razkrojine z geološko obtežbo, ki z globino (z) približno linearno narašča. o = y z, (11) y = srednja prostorninska teža tal. upoštevajoč — pri tleh s prosto podtalnico — vpliv vzgona. Tudi deformacijski modul prvotne obremenitve narašča s tlaki o približno linearno: Ep — Epo + A o (12) oz. z vstavkom izraza (11) Ep = Ep0 + B z, (13) B = A y. Z obrazcem (13) za Ep dobi tako enačba (10) obliko: E = ^ (Epo + Bz). (14) Za primer, da je Epn = 100 kg/cm2, B = 20-0,0012 = 0,024 kg/cm«, dobimo za razne vrednosti deleža n po enačbi (14) oz. po enačbah (9) in (13) naraščanje modula E z globino z po krivuljah, prikazanih na 6. sliki. Ce poznamo približni odstotek plastične razkrojine, lahko torej ocenimo spodnjo mejo deformacijskih modulov tektonsko poškodovane, deloma razkrojene hribine, kakor naraščajo z globino. Resnični deformacijski moduli bodo seveda tem večji, čim večji delež obremenitve se bo lahko — glede na lego plasti — prenašal po samem trdnem ogrodju. Neposredno s preizkusnimi obtežbami v rovih ali v sondažnih jamah določeni deformacijski moduli se lahko uporabljajo samo za tista področja tal, ki so z izkopnimi deli in s sprostitvijo geoloških in tektonskih sil enako prizadeta kot mesto preizkusne obremenitve. Primerjalne meritve deformacij tal pod dolinskimi pregradami kažejo, da so v večjih globinah tal moduli ugodnejši. Z zgoraj navedenimi računskimi shemami jih lahko — ob kritičnem tolmačenju rezultatov preizkusnih obtežb — vsaj približno ocenimo. Pri tem pa je treba upoštevati tudi vpliv propustnosti tal na razvoj deformacij. Zlasti majhna propustnost dobro ohranjenih trdnih plasti lahko pri njih ugodni legi konsolidacijski proces bistveno zavre. 10000 20000 J0000 kg/cm 50 100 150 200 w W Ng '-v, Fig. 6. 6. si. Deformacijski modul E v odvisnosti od globine z Le module de deformation E en fonction de la profondeur z Kavno zaradi nezanesljivosti določevanja deformacijskega modula tal v večjih globinah s površinskimi obremenitvami oz. z obremenitvami v rovih se zatekajo k metodi ugotavljanja tega modula iz hitrosti širjenja valov v hribini. Za tolmačenje rezultatov se uporabljajo relacije med modulom prožnosti, Poissonovim količnikom in hitrostjo širjenja longitudinalnih in transverzalnih valov, ki jih vzbudijo n. pr. z eksplozijo (geo-seizmično raziskovanje). Kakor pa lahko tako ugotovljeni »dinamični« modul prožnosti zelo koristno služi za relativno ocenjevanje poškodova-nosti hribine in razporeditve trdnih sestavin v raznih smereh, tako se je treba zavedati, da ne moremo dobiti po tej metodi neposrednih podatkov o deformacijskem modulu tal, ki ga moramo uvesti v račun usedanja tal pod statičnimi obremenitvami. Pri tem ne gre toliko za to, ali so ti usedki elastični ali plastični (stalni), temveč za bistvo samega konsolidacij-skega procesa zemljin, ki obstoji v glavnem v zapiranju praznin ob izti-skovanju vode, če so praznine z njo zapolnjene. Neuporabnost relacije med prožnostnim modulom trdnih teles in hitrostjo širjenja valov v njih spoznamo že s preudarkom, da se v zasičeni zemljini valovi ne bi mogli širiti hitreje kot v vodi, to je s hitrostjo okrog 1435 m/sec. Ne glede na to, da voda tako in tako ni snov z nekim prožnostnim modulom v smislu teorije elastičnosti, bi iz tega preudarka sledilo, da za zasičene zemljine z geo-seizmično metodo ne bi mogli izračunati modulov, manjših od 21 000 kg/cm2 (ob supoziciji, da je P o i s s o n o v količnik fi = 0). Vpliv z zrakom izpolnjenih por je analogen, čeprav po velikosti različen. LES CONDITIONS GfiOLOGIQUES DE LA CONSOLIDATION DES SOLS 1. Les sediments recents non petrifies. La consolidation d'un sol donnč soumis aux surcharges techniques depend du charactdre du processus g£ologique de sedimentation, de la grandeur et de la durče des charges g£ologiques permanentes ou transitoires ainsi que des effets dynamiques produits pendant la consolidation; en outre, elle depend de la grandeur et de la vitesse d'accroissement de la surcharge technique et des effets dynamiques pendant et apršs la mise sous une charge. Pour pouvoir interpreter la diversity de la consolidation influencče par des telles conditions, le schema du processus de consolidation par le systčme d'isotaches, pr£-sente dans un rapport prealable (Suklje, 1957), a £tč appliqu£; les isotaches y representent les diagrammes des indices de vides en fonction des pressions intergranulaires, correspondant aux vitesses de consolidation diffšrentes. 2. Les roches fissurees et partiellement desintegrees. Les considerations genčrales, presentees dans une publication prealable (Suklje, 1954), ont ete completees par des schemas analytiques qui peuvent interpreter l'influence de la grandeur, de la forme, du nombre et de la direction des fissures tectoniques sur la diminution du modul de deformation; pour des roches partiellement desintegrees des formules analogues ont 6t6 dčduites, montrant Tinfluence du pourcentage de la matiere desintegrče plastique, de leur disposition dans le massif ainsi que de leur preconsoli-dation eventuelle sur la grandeur du modul de deformation et sur son accroissement avec la profondeur. Enfin on a discute les limites de l'appli-cation directe des resultats du chargement d'essai statique ainsi que celles de la methode g£os£ismique de la determination du modul de deformation. LITERATURA Suklje, L., 1956, Neke primedbe uz račun deformacija temeljnog tla visokih brana u tektonsko poremečenim stenama sa glinovitim sastojcima. Saopšt sa 3. savet struč. Jug. o vis. branama (Bled, 1954), str. 203—204, Beograd. Suklje, L., 1957, The Analysis of the Consolidation Process by the Iso-tackes Method. Proc. 4th int. Conf. Soil Mech. (London), I in III. Terzaghi, K., und Frohlich, O. K., 1936, Theorie der Setzung von Tonschichten. Deuticke, Leipzig. Sprejel uredniški odbor dne I. oktobra 1957.