土壌の固化

土壌の圧密とは、圧力の変化に応じて土壌の体積が徐々に変化する機械的プロセスを指します。これは、土壌が土粒子と間隙水（通常は地下水）からなる三相物質であるために発生します。水で飽和した土壌に圧力が加わると、土壌マトリックスと比較して水の体積剛性が高いため、最初は水が体積を変えることなく圧力の変化をすべて吸収し、過剰間隙水圧が発生します。浸透により水が高圧領域から拡散すると、土壌マトリックスが圧力の変化を徐々に吸収し、体積が収縮します。したがって、圧密の理論的枠組みは、有効応力の概念と透水係数と密接に関連しています。初期の理論的現代モデルは、1世紀前にカール・テルツァギとポール・フィルンガーによって2つの異なるアプローチに従って提案されました。テルツァギのモデルは現在、工学の実践で最も利用されており、拡散方程式に基づいています。^[1]

狭義では、「圧密」は、水の緩やかな移動による圧力変化に対するこの遅延した体積反応のみを指します。一部の出版物では、「圧密」を広義で使用し、加えられた圧力の変化により土壌の体積が変化するプロセスを指すこともあります。このより広い定義には、土壌の圧縮、沈下、隆起の全体的な概念が含まれます。主に有機物が豊富な土壌の種類では、顕著なクリープが見られます。クリープとは、水の拡散による圧密よりも長い時間スケールで、一定の有効応力で土壌の体積がゆっくりと変化する現象です。この 2 つのメカニズムを区別するために、「一次圧密」は過剰な水圧の消散による圧密を指し、「二次圧密」はクリープ プロセスを指します。

圧密の影響は、海成粘土などの剛性と透水性が低い土壌層の上に建物が建てられている場合に最も顕著になり、長年にわたる大規模な沈下につながります。圧密が技術的なリスクをもたらすことが多い建設プロジェクトの種類には、土地の埋め立て、盛土の建設、粘土でのトンネルや地下室の掘削などがあります。

土質工学技術者は圧密の影響を定量化するためにオエドメーターを使用します。オエドメーター試験では、一連の既知の圧力を薄い円盤状の土壌サンプルに適用し、サンプルの厚さの時間的変化を記録します。これにより、土壌の圧密特性を圧密係数 ( ) と透水係数 ( ) の観点から定量化できます。 ${\displaystyle C_{v}}$${\displaystyle K}$

粘土は、外部荷重（付加荷重）の作用だけでなく、粘土自身の重量や粘土の上にある土の重量によっても圧密沈下を起こします。

粘土は、脱水（地下水の汲み上げ）によっても沈下を起こします。これは粘土にかかる実効応力が増加するためです。

粗粒土は粘土に比べて透水伝導率が比較的高いため、圧密沈下は起こりません。その代わりに、粗粒土は即時沈下を起こします。

土壌圧密に関する最初の現代的な理論モデルは、1920年代にテルツァギとフィルンガーによって、2つの大きく異なるアプローチに基づいて提案されました。^[1]前者はオイラー表記の拡散方程式に基づいていましたが、後者は液体と固体の両方の相に対する局所的なニュートンの法則を考慮し、混合理論によって分圧、多孔性、局所速度などの主要な変数が含まれていました。テルツァギは土壌圧密の問題に対して工学的なアプローチを取り、今日でも工学の現場で広く使用されている簡略化されたモデルを提供しました。一方、フィルンガーは上記の問題に対して厳密なアプローチを取り、関係する変数の局所的な平均化の方法に特に注意を払った厳密な数学モデルを提供しました。フィルンガーのモデルは非常に抽象的で、実験的に検出するのが難しい変数を含んでいたため、エンジニアや設計者による実際のケースの研究には適用できませんでした。それでも、これは特に複雑な問題の高度な理論的研究の基礎を提供しました。 2 人の科学者の圧密の問題に対するアプローチが異なったため、彼らの間に激しい科学的論争が起こり、残念ながら 1937 年に悲劇的な結末を迎えました。フィルンガーの自殺後、彼の理論的成果は数十年にわたって忘れ去られましたが、テルツァギの提案した方法は科学者や専門家の間で広く普及しました。その後の数十年間で、ビオは3 次元土壌圧密理論を完全に開発し、テルツァギが以前に提案した 1 次元モデルをより一般的な仮説に拡張し、多孔質弾性の基本方程式を導入しました。今日でも、テルツァギの 1 次元モデルは、概念が単純であることと、比較的単純で信頼性が高く、安価で、閉じた形式の理論的解がよく知られているオエドメーター テストなどの実験データに基づいていることから、エンジニアに最も多く使用されています。「土質力学の父」であるカール フォン テルツァギによると、圧密とは「空気による水分の置換なしに飽和土壌の水分含有量を減少させるプロセス」です。より一般的には、圧密とは、圧力の変化に応じて土壌の体積が変化するプロセスを指し、圧縮と膨張の両方が含まれます。^[2]

圧密とは、長期間の静的荷重下で徐々に水を排出または吸収することで体積が減少するプロセスです。^[3]

土壌に応力がかかると、土壌粒子はより密に詰まる。水で飽和した土壌でこれが起こると、土壌から水が絞り出される。圧密の程度は、さまざまな方法で予測できる。テルツァギが開発した古典的な方法では、土壌はオエドメーター試験で試験され、その圧縮性が判定される。ほとんどの理論的定式化では、土壌サンプルの体積と土壌粒子が受ける有効応力の間に対数関係が想定されている。比例定数（有効応力の桁変化あたりの空隙比の変化）は圧縮指数と呼ばれ、自然対数で計算した場合は 、10 を底とする対数で計算した場合は という記号が付けられる。^{[3] [4]}${\displaystyle \lambda }$${\displaystyle C_{C}}$

これは次の式で表すことができ、土壌層の体積変化を推定するために使用されます。

${\displaystyle \delta _{c}={\frac {C_{c}}{1+e_{0}}}H\log \left({\frac {\sigma _{zf}'}{\sigma _{z0}'}}\right)\ }$

どこ

δ _{c は}圧密による沈下量です。

C _{c は}圧縮指数です。

e ₀は初期空隙比です。

Hは圧縮性土壌の高さです。

σ _{zf は}最終的な垂直応力です。

σ _{z0 は}初期の垂直応力です。

圧縮された土壌から応力が除去されると、土壌は反発し、圧縮プロセスで失われた体積の一部を取り戻します。応力が再び加えられると、土壌は再圧縮指数で定義される再圧縮曲線に沿って再び圧縮されます。有効応力の対数に対する空隙比のプロット上の膨張線と再圧縮線の勾配は、同じ値を取ると理想化されることが多く、「膨張指数」として知られています (自然対数で計算する場合は 、10 進対数で計算する場合は という記号が付けられます)。 ${\displaystyle \kappa }$${\displaystyle C_{S}}$

C _{c は、最終有効応力が前圧密応力よりも小さい過圧密土で使用するために C r} (再圧縮指数)に置き換えることができます。最終有効応力が前圧密応力よりも大きい場合、2 つの式を組み合わせて、圧密プロセスの再圧縮部分と最初の圧縮部分の両方をモデル化する必要があります。

${\displaystyle \delta _{c}={\frac {C_{r}}{1+e_{0}}}H\log \left({\frac {\sigma _{zc}'}{\sigma _{z0}'}}\right)+{\frac {C_{c}}{1+e_{0}}}H\log \left({\frac {\sigma _{zf}'}{\sigma _{zc}'}}\right)\ }$

ここで、σ _{zc は}土壌の圧密前応力です。

この方法では、圧密は 1 次元でのみ発生すると想定しています。実験室データを使用して、有効応力軸が対数スケールである、ひずみまたは間隙比と有効応力の関係を示すグラフを作成します。グラフの傾きは、圧縮指数または再圧縮指数です。正規圧密土壌の圧密沈下の方程式は、次のように決定できます。

荷重が取り除かれた土壌は「過剰圧密」とみなされます。これは、以前に氷河があった土壌や地盤沈下の影響を受けた土壌に当てはまります。^[5]土壌が受けた最大の応力は「前圧密応力」と呼ばれます。「過剰圧密比」（OCR）は、経験した最大応力を現在の応力で割ったものとして定義されます。現在最大の応力を受けている土壌は「正常に圧密」されていると言われ、OCR は 1 です。新しい荷重が加えられた直後、過剰間隙水圧が消散する前は、土壌は「不十分な圧密」または「未圧密」と見なされる場合があります。河川や海での自然堆積によって形成された土壌層は、オエドメーターでは実現できないほど非常に低い密度で存在することがあります。このプロセスは「固有圧密」として知られています。^[6]

圧密のプロセスは、バネ、蓋に穴の開いた容器、水からなる理想的なシステムで説明されることが多い。このシステムでは、バネは土壌自体の圧縮性または構造を表し、容器を満たす水は土壌の間隙水を表す。

1. 容器が完全に水で満たされ、穴が閉じられている。（完全に飽和した土壌）
2. 孔が開いていない状態で、蓋に荷重をかける。この段階では、水のみが荷重に抵抗する。（過剰間隙水圧の発生）
3. 穴が開くとすぐに穴から水が排出され、バネが短くなります。（過剰間隙水圧の排出）
4. しばらくすると、排水は行われなくなり、今度はバネだけが加えられた荷重に耐えます。（過剰間隙水圧の完全消散。圧密の終了）

圧密が発生するまでの時間は予測できます。圧密には数年かかることもあります。飽和粘土の場合、透水係数が非常に低いため、土壌から水が排出されるまでに非常に長い時間がかかるため、特にこの傾向が顕著になります。排水が行われている間、間隙水圧は通常よりも高くなります。間隙水圧は、土壌粒子ではなく、加えられた応力の一部を担っているためです。

${\displaystyle T_{v}={\frac {c_{v}*t}{(H_{dr})^{2}}}\ }$

ここで、T _{v は}時間係数です。

H _{dr は}、圧密中の平均最長排水経路です。

tは測定時の時間である

C _{v は、}対数法で求めた圧密係数として定義され、

${\displaystyle C_{v}={\frac {T_{50}H_{dr}^{2}}{t_{50}}}}$

またはルートメソッド

${\displaystyle C_{v}={\frac {T_{95}H_{dr}^{2}}{t_{95}}}}$

t ₅₀ は50%変形（圧密）までの時間であり、t ₉₅は95%である。

ここで、T ₉₅ =1.129、T ₅₀ =0.197

上記の理論的定式化では、土壌単位の時間依存的な体積変化は、定常間隙水圧の段階的な回復による有効応力の変化のみに依存すると仮定しています。これは、有機物が少ないほとんどの種類の砂と粘土に当てはまります。ただし、泥炭などの有機物が多い土壌では、クリープ現象も発生し、土壌は一定の有効応力で徐々に体積が変化します。土壌クリープは、通常、粘土-水系の粘性挙動と有機物の圧縮によって引き起こされます。

このクリープのプロセスは、荷重の適用に応じて土壌の体積が徐々に変化するため、「二次圧密」または「二次圧縮」と呼ばれることもあります。「二次」という名称は、過剰な間隙水圧の消散による体積変化を指す「一次圧密」と区別するものです。クリープは通常、（一次）圧密よりも長い時間スケールで発生するため、静水圧が回復した後でも、土壌の圧縮がゆっくりと発生します。

解析的には、クリープの速度は荷重を加えてから時間の経過とともに指数関数的に減少すると仮定され、次の式が得られます。

${\displaystyle S_{s}={\frac {H_{0}}{1+e_{0}}}C_{a}\log \left({\frac {t}{t_{95}}}\right)\ }$

ここで、H ₀は圧密媒体の高さ、
e ₀は初期間隙比、
C _aは二次圧縮指数、
t は圧密後の時間の長さ、
t ₉₅は 95% の圧密を達成するための時間の長さです。

圧縮係数。粘土鉱物の飽和試料の圧縮率は、カオリナイト<イライト<スメクタイトの順に大きくなります。圧縮指数Ccは、圧密圧力の10倍増加あたりの空隙比の変化として定義され、イオン形態によって、カオリナイトでは0.19～0.28、イライトでは0.50～1.10、モンモリロナイトでは1.0～2.6の範囲です。^[7]粘土の圧縮性が高いほど、陽イオンの種類と電解質濃度が圧縮率に与える影響が大きくなります。 ${\displaystyle a_{v}={\frac {\Delta e}{\Delta \sigma _{'}}}}$

体積圧縮係数${\displaystyle m_{v}={\frac {\Delta V/V}{\Delta \sigma _{'}}}={\frac {a_{v}}{\Delta \sigma _{'}}}}$

• 圧縮（地質学）
• 沈下（構造的）
• 土質力学
• 真空圧密

• コドゥート、ドナルド（2001）、Foundation Design、Prentice-Hall、ISBN 0-13-589706-8
• キム・ミョンモ（2000）『土質力学』（韓国語版）（第4版）、ソウル：ムンウンダン、ISBN 89-7393-053-2
• テルツァギ、カール（1943）、理論土質力学、John Wiley＆Sons、Inc.、p. 265

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