Info-1 5 2008 just - Startsida - · PDF fileInformation Beställning ISSN ISRN Projektnummer SGI Dnr SGI Statens geotekniska institut (SGI) 581 93 Linköping SGI,...

LINKÖPING 2008

STATENS GEOTEKNISKA INSTITUTSWEDISH GEOTECHNICAL INSTITUTE

Inform

ation

1

Jords egenskaper

ROLF LARSSON

Information 1

STATENS GEOTEKNISKA INSTITUTSWEDISH GEOTECHNICAL INSTITUTE

LINKÖPING 2008

Jords egenskaperROLF LARSSON

Information

Beställning

ISSNISRN

Projektnummer SGIDnr SGI

Statens geotekniska institut (SGI)581 93 Linköping

SGI, InformationstjänstenTel: 013–20 18 04Fax: 013–20 19 09E-post: [email protected]: www.swedgeo.se

0281-7578SGI-INF--08/1--SE

133593-0806-0641

5:e utgåvan – reviderad

3Jords egenskaper

Förord

Avsikten med denna skrift är att ge en intro-duktion till hur jord fungerar i geotekniskasammanhang.

Under årens lopp har ett antal kompendier,läroböcker och handledningar skrivits i ämnet,t.ex. Geoteknikdelarna i handboken Byggsamt Svenska Geotekniska Föreningens labo-ratoriekommittés anvisningar.

Under senare år har förändringar skett i no-menklatur, jords indelning och klassificering,synen på jords deformationsegenskaper och iviss mån på jords hållfasthetsegenskaper.Forskningsrapporter om nya rön har skrivitsmed som regel etablerade geotekniker ochforskare som målgrupp. Mer praktiska råd ochhandledningar baserade på dessa ges i SGI:sinformationsserie.

I denna informationsskrift görs en någorlundakortfattad sammanställning av det grundläg-gande om jords uppbyggnad, geotekniska be-grepp, jords klassificering sett ur geoteknisksynvinkel och dess hållfasthets- och deforma-tionsegenskaper som de bestäms och användsvid SGI i dag.

Linköping i december 2007Rolf Larsson

5:e utgåvan reviderad december 2007

4 SGI Information 1

5Jords egenskaper

Innehållsförteckning

Förord ......................................................................................................................................... 3

Jordarternas uppbyggnad ......................................................................................................... 8Allmänt .................................................................................................................................. 8Struktur .................................................................................................................................. 9

Grundbegrepp ............................................................................................................................ 11Allmänt ................................................................................................................................ 11

Densitet .......................................................................................................................... 11Tunghet γ ....................................................................................................................... 11Torrdensitet ρd ............................................................................................................... 12Vattenkvot w .................................................................................................................. 12Vattenmättnadsgrad Sr ................................................................................................... 12Portal e ........................................................................................................................... 12Porositet n ...................................................................................................................... 12Densitetsindex ID ........................................................................................................... 13Packningsgrad RD .......................................................................................................... 13

Organisk halt ....................................................................................................................... 13Konsistensgränser ................................................................................................................ 14

Allmänt .......................................................................................................................... 14Flytgränsen wL ............................................................................................................... 14Plasticitetsgräns wP ........................................................................................................ 15Krympgräns wS .............................................................................................................. 15Plasticitetstal eller plasticitetsindex IP ........................................................................... 15Flytindex IL .................................................................................................................... 15Konsistensindex IC......................................................................................................... 15Aktivitetstal aC ............................................................................................................... 15

Kornfördelning .................................................................................................................... 16Allmänt .......................................................................................................................... 16Sten- och blocksortering ................................................................................................ 16Indirekt bedömning av stenoch blockhalt ................................................................... 16Siktning.......................................................................................................................... 16Sedimentationsanalys .................................................................................................... 17Kornform ....................................................................................................................... 17

Klassificering av jordarter ....................................................................................................... 18Allmänt ................................................................................................................................ 18

Klassificering efter kornstorlek ..................................................................................... 18Jordartsgrupper .............................................................................................................. 18Klassificering efter kornfördelning och graderingstal ................................................... 18Klassificering efter densitet (eller lagringstäthet) ......................................................... 22Klassificering efter konsistensgränser ........................................................................... 22Klassificering efter odränerad skjuvhållfasthet och sensitivitet .................................... 22Klassificering efter överkonsolideringskvot .................................................................. 23Övriga faktorer för klassificering .................................................................................. 23

Humus och organiska sulfider ............................................................................................. 23Speciella jordarter ............................................................................................................... 24Indelning i materialgrupper efter tekniska egenskaper i byggnadssammamhang ............... 24

Klassificering med hänsyn till tjälfarlighet ................................................................... 24

6 SGI Information 1

Permeabilitet och kapillaritet .................................................................................................. 26Permeabilitet ....................................................................................................................... 26

Bestämning av permeabilltetet ...................................................................................... 27Kapillaritet ........................................................................................................................... 29

Kapillär stighöjd ............................................................................................................ 29Bestämning av kapillär stighöjd .................................................................................... 30Bestämning av negativa portryck .................................................................................. 30Kapillär strömning ......................................................................................................... 32

Deformationsegenskaper ........................................................................................................ 33Allmänt ................................................................................................................................ 33Deformationstyper ............................................................................................................... 33Inverkan av spänningshistoria på deformationsegenskaperna ............................................ 34Portrycksuppbyggnad .......................................................................................................... 35Deformationsmoduler .......................................................................................................... 36

Tryckmodulen ................................................................................................................ 36Skjuvmodulen G ............................................................................................................ 36Elasticitetsmodul E och kontraktionstalet ν .................................................................. 38Kompressionsmodulen M (ödometermodulen) och kompressionsindex CC ................. 39

Konsolidering ...................................................................................................................... 41Endimensionell primär konsolidering ........................................................................... 41Sekundär konsolidering ................................................................................................. 41

Krypdeformationer .............................................................................................................. 42Bestämning av kompressionsegenskaper ............................................................................ 42

Ödometerförsök ............................................................................................................. 42Kompressometerförsök .................................................................................................. 45Triaxialförsök ................................................................................................................ 45

Skjuvhållfasthet ......................................................................................................................... 46Allmänt ................................................................................................................................ 46Dränerad skjuvhållfasthet .................................................................................................... 46

Dränerad skjuvhållfasthet i icke vattenmättad jord ovanför grundvattenytan ............... 48Odränerad skjuvhållfasthet .................................................................................................. 48

Odränerad skjuvhållfasthet i vattenmättad jord ............................................................. 48Odränerad skjuvhållfasthet i icke vattenmättad jord ..................................................... 50

Sensitivitet St ....................................................................................................................... 50Bestämning av skjuvhållfasthet ........................................................................................... 51

Allmänt .......................................................................................................................... 51Triaxialförsök ................................................................................................................ 51Direkta skjuvförsök ....................................................................................................... 51Enaxligt tryckförsök ...................................................................................................... 52Vingförsök ..................................................................................................................... 52CPT-sondering ............................................................................................................... 52Fallkonförsök ................................................................................................................. 53

Korrektion av odränerad skjuvhållfasthet ........................................................................... 53

Rekommenderad litteratur ...................................................................................................... 54

Appendix ...................................................................................................................................... 57

7Jords egenskaper

8 SGI Information 1

AllmäntEn jord sägs vara uppbyggd av tre faser, fastfas, flytande fas och gasfas. Den fasta fasenutgörs huvudsakligen av mineraloch lerpar-tiklar vilka bildar jordens lastbärande skelett,men kan också utgöras av organiskt material.Hålrummen i skelettet, porerna, är fyllda medporvatten eller porgas eller bådadera. En jordssammansättning är beroende av under vilkageologiska betingelser jorden bildats. Kunska-per i geologi är därför av stort värde inomgeotekniken.

Mineralkornen består främst av kiselförening-ar som kvarts, fältspat, glimmer, hornblände,klorit, pyroxen m.fl., men också av karbonater(t.ex. kalciumkarbonat) och olika sulfider(t.ex. järnsulfid).

Det dominerande lermaterialet i Sverige ärillit. Klorit, kaolinit och montmorillonit före-kommer också men i mindre omfattning.

Partiklarna inom lerfraktionen < 2 μm är somregel flata. De uppträder dels som enskildapartiklar, primära partiklar, dels som aggregatav partiklar, sekundära partiklar. I Figur 1 vi-sas frekvensen av storlek och form för enskil-da partiklar i en svensk lera.

Det organiska materialet består huvudsakligenav växtrester i olika grad av förmultning.

Materialet i mineralkornen kan identifierasmed polarisationsmikroskop medan lermineralvanligtvis bestäms med hjälp av röntgendiff-raktionsanalys.

Lermineralen klorit och montmorillonit före-kommer i berg i skölar1) och lerslag. Montmo-rillonit och vissa former av klorit sväller starktvid avlastning och vattenuppsugning. Ras kanav denna orsak inträffa i bl.a. vägskärningar,tunnlar och bergrum.

Porvattnets sammansättning beror på jordensbildningsmiljö och efterföljande kemiska pro-cesser samt vattenströmningar i jorden. I jor-dar som avsatts i marin miljö och där ingenurlakning eller kemiska processer ägt rum harporvattnet samma sammansättning som dethavsvatten jorden avsatts i. Urlakning medfören minskning i salthalt och infiltration kantillföra nya ämnen. Vittring kan medföra frigö-rande av tidigare bundna joner och kemiskaförändringar.

I jord ovanför grundvattenytan består porga-sen huvudsakligen av luft. Under grundvatten-ytan finns också koldioxid, svavelväte ochmetan, dels som blåsor i porvattnet, dels löst iporvattnet.

Jordarternas uppbyggnad

Figur 1.Histogram överpartikelstorlekenuttryckt som störstapartikelmåttet samtpartikelformen uttrycktsom kvoten mellanstörsta och minstapartikelmåttet ilerfraktionen (jfrPusch,1962).

1) Sköl: Zon i berggrunden med krossateller förskiffrat berg.

9Jords egenskaper

StrukturI jordarter som främst består av större mineral-korn är de enskilda kornen i direkt kontaktmed varandra. Strukturen hos kornskelettetoch relationen mellan fasta partiklar och hål-rum beror på kornfördelning, avsättningsför-hållanden och efterföljande belastning. Enensgraderad jord (se sid. 20) som fått sedi-mentera långsamt och sedan fått vara ostördhar en mycket öppen struktur med stora poreroch ett högt förhållande mellan porernas ochden fasta substansens volym, Figur 2

En månggraderad jord (se sid. 20) som utsattsför högt tryck och knådats (t.ex. en bottenmo-rän) uppvisar däremot en mycket tät strukturmed små porer och litet förhållande mellanporernas och fasta substansens volym, Figur 3.

Lerpartiklar i en grovkornig jord lägger sigsom en hinna på ytan av större korn och somaggregat av lerpartiklar vid kontaktpunkternamellan större korn. De grövre mineralkornenåtskiljs helt av lera då lerhalten uppgår till 15à 25 % av den fasta fasen. Strukturen hos le-rorna varierar främst med lerhalt, lermineral,avsättningsmiljö och belastningshistoria.

I de svenska illitiska lerorna uppträder sällanlerpartiklarna som enskilda partiklar utan bil-dar aggregat av lerpartiklar eller binds tillstörre korns ytor. Strukturen hos leror med låglerhalt liknar ofta strukturen för grovkornigarejordar, men de större kornen är omgivna av ettskikt av lerpartiklar och en del korn i skelettetär ersatta av aggregat av lerpartiklar, Figur 4.

Figur 3.Fast lagrad jord.

Figur 4.Lerig silt – slitig lera(Sergeyev et al, 1979).

Figur 2 (till vänster).Partikelarrangemang ilöst lagrad jord vidgrundvattenytan.

Vid högre lerhalt och långsam sedimentationbildar aggregaten ett nätverk med mycket öp-pen struktur. Aggregat och porer är störst försaltvattenavsatta leror. Lerinbäddade siltkornersätter en del aggregat i nätverket, Figur 5.

Den öppna strukturen är mycket kompressibeloch ändras med ökande belastning. Belastadeoch måttligt packade leror får ofta en matris-struktur med mindre porer och leraggregat ochsiltpartiklar utan någon speciell orientering,Figur 6.

10 SGI Information 1

Matrisstrukturen kan också uppstå vid leransavsättning och är relativt vanlig för kvartäraglacialleror.

Ytterligare vertikal sammantryckning ger isiltiga leror upphov till en strömningslikstruktur där huvudriktningen för lerpartiklarnaär horisontell, men de böjer sig runt de grövrekornen, Figur 7. Är de grövre kornen få, blirstrukturen mera parallell. Lerpartiklarna är dåhorisontellt orienterade, Figur 8.

En parallell struktur har också observerats i endel varviga glaciala sötvattenavsatta leror. Idessa varierar också ofta kornstorlekarna ivarven.

De här skisserade strukturerna är huvudtyperoch alla former av övergångsstadier förekom-mer.

Leror med parallell struktur och strömnings-struktur och en del varviga leror har uttalad

Figur 5.Lera med öppennätverksstruktur(Sergeyev et al, 1979)

Figur 6.Lera med matrisstruktur(Sergeyev et al,1979).

strukturanisotropi (olika struktur i olika rikt-ningar) medan någon sådan inte kan ses i deövriga lerorna.

Strukturanisotropin påverkar främst permeabi-litetsegenskaperna (se sid. 26) men har ocksåinverkan på deformations- och hållfasthets-egenskaper.

Torrskorpelera bildas i de övre lerlagren ge-nom uttorkning, tjälning och vittring. I sam-band med vittringen kan jonbyten och om-vandling av lermineralen ske. Torksprickoroch rotkanaler påverkar makrostrukturen så attexempelvis dränering går mycket fortare änvad permeabillteten i mikrostrukturen skullemedge. Rottrådar påträffas ofta ned till 4 à 5 mdjup.

Organiskt innehåll i jorden skapar öppnareoch därmed mera kompressibel struktur.

Organiska jordar med låg humifieringsgrad,som filttorv, har uttalad strukturanisotropi medhorisontella partiklar (fibrer). Strukturanis-otropin avtar med ökande humifieringsgrad.

Figur 8 (till höger).Lera med parallellstruktur (Sergeyev et al,1979).

Figur 7 (till höger).Lera med strömnings-struktur (Sergeyev et al,1979),

11Jords egenskaper

AllmäntJordmaterials geotekniska egenskaper påver-kas i hög grad av relationen mellan volymenav fast massa, porvatten och porgas. Dennauttrycks i storheter som portal, porositet, vat-tenkvot, vattenmättnadsgrad, densitet ochtunghet. Definitionerna åskådliggörs i Figur 9.Vid beräkningar antas som regel att porvatt-nets densitet ρw är 1 t/m3, (1Mg/m3), och attdess tunghet är 10 kN/m3.

Grundbegrepp

Tabell 1.Korndensitet förnågra olika mineral.

KorndensitetMineral ρk (t/m3) Anm.

Amfibol 2,8-3,4 Bergartsbildande mineralBlotit 2,7-3,1 huvudsakligen förekom-Kalcit 2,7 mande i fraktioner grövreKvarts 2,65 än silt. Dock kan kvarts ochFältspat 2,5-2,9 fältspat utgöra mer änMuskovit 2,8-3,0 50 % av lerfraktionen.Pyrit 5,0-5,1Pyroxen 3,1-3,6

Illit 2,6-2,7 Lermineral, huvudsakligenKaolinit 2,6-2,7 förekommande inom ler-Montmorillonit 2,4-2,6 fraktionen.Klorit 2,6-3,0

Figur 9.Principskiss avjordelement meduppdelning i fasta,flytande och gasformi-ga beståndsdelar.

DensitetKompaktdensitet ρsKompaktdensitet betecknar den fasta fasensdensitet och är kvoten mellan fasta fasensmassa ms och volym Vs.

ρs = ms / Vs

För grovkorniga jordar antas vanligtvis ρs = 2,65–2,70 t/m3 och för leror ρs = 2,70–2,80 t/m3.

För filttorv har uppmätts ρs = 1,45 t/m3 ochför dytorv ρs = 1,70 t/m3.

Korndensitet ρkKorndensiteten är förhållandet mellan kornensmassa mk och volym Vk inklusive i korneninneslutna porer och sprickor.

ρk = mk / Vk

Korndensiteten har som regel samma värdesom kompaktdensiteten men för grövre kornav speciellt sandsten och kalksten kan skillna-den bli påtaglig.

Korndensiteten bestäms vanligen med pykno-meter. Typiska värden visas i Tabell 1.

Skrymdensitet ρρρρρSkrymdensiteten är förhållandet mellan totalmassa m och total volym V.

ρ = m / V

För vattenmättad jord används beteckningenρm. Om vattenkvot w och kompaktdensitet ρsär kända kan ρm beräknas ur

swm w

wρρ

ρ/1/

1++=

Densiteten under vatten, reducerad enligtArchimedes princip (effektiv densitet), blir

ρ´= ρm – ρw

Tunghet γI de flesta beräkningar används jordens tung-het, där tungheten γ i kN/m3 är

γ = g · ρ

Värdet på tyngdaccelerationen g sätts normalttill 10 (9,81).

Typiska värden på olika jordarters tunghet gesi Tabell 2.


Tungheten varierar något med jordens fasthetoch ökar om jorden innehåller block och sten.

I vattenmättad mineraljord med känd vatten-kvot w kan den vattenmättade tungheten upp-skattas ur

)17,2/()7,27,2(10 ++≈ wwmγ

Torrdensitet ρdTorrdensiteten ρd används främst vid pack-ningskontroll och anger förhållandet mellankornens massa mk och total volym V

Vmkd /=ρ

Vattenkvot wVattenkvoten betecknar förhållandet mellanvattnets massa mw och fasta fasens massa ms

w = mw / ms (uttrycks vanligen i %)

Vattenkvoten bestäms genom vägning av ettprov före och efter torkning i ett dygn vid105 oC.

För vattenmättade jordar kan w beräknas ur

1/

/1−

−=wm

smwρρ

ρρ

Vattenkvoten i naturligt tillstånd betecknasofta wN.

Vattenmättnadsgrad SrVattenmättnadsgraden anger hur stor del avporvolymen Vp som är fylld av vatten.

Sr = Vw / Vp (uttrycks vanligen i %)

För helt torrt material är Sr = 0 och för vatten-mättad jord är Sr = 100 %.

Portal ePortalet anger förhållandet mellan porvolymenVp och fasta fasens volym Vk

e = Vp / Vk

Portalet kan för jord vars korn är fria från po-rer och sprickor beräknas ur sambandet

1)1(

−+

=ρ

ρ we s

För samma material helt vattenmättat gäller

e = w ρs / ρw

Portalet brukar variera mellan 0,3 – 3,0 förlera och silt och mellan 0,15 och 0,9 för sandoch grus.

Porositet nPorositeten anger förhållandet mellan porvoly-men Vp och totala volymen V

n = Vp / V (uttrycks vanligen i %)

Mellan porositet n och portal e råder samban-det

Tabell 2.Typiska värden påjords tunghet.

Material/Jordart Tunghet, kN/m3

Vattenmättad, Effektiv tunghet Naturfuktig jord *) Vanligen kapillärtunder ovan vattenmättadegrundvattenytan grundvattenytan ovan grundvattenytan

γm γ’ γ

Sprängsten 21 11 18Makadam 21 11 18Grus 22 12 19Grusig morän 23 13 20Sand 20 10 18Sandig morän 22 12 20Silt 19 9 17Siltig morän 21 11 20Lera 17 7 17 *Lermorän 22 12 22 *Gyttja 14 4 14 *Torv 11–13 1–3 11–13 *

13Jords egenskaper

1

=−ne

n

för jord vars korn är fria från porer och sprick-or kan porositeten beräknas ur

)1(

1+

−=w

nsρ

ρ

Porositeten brukar variera mellan 25 och 75 %för lera och silt och mellan 15 och 45 % försand och grus.

Densitetsindex IDDensitetsindex (även kallat lagringstätheten)definieras av

ID = (emax – e) / (emax – emin)

(uttrycks vanligen i %)

emax = portalet i lösaste lagringemin = portalet i fastaste lagring

ID används främst för grovkorniga jordartermen i vissa fall också för silt.

Lösaste lagring bestäms genom att med så lågfallhöjd som möjligt (< 10 mm) försiktigt stri-la ned det torra materialet i en packningscylin-der.

Fastaste lagring bestäms genom att materialetpackas till högsta möjliga densitet. Detta skervanligen med vibrering.

Packningsgrad RDPackningsgraden anger förhållandet mellantorrdensiteten ρd och maximala torrdensitetenvid tung stampning eller vibrering ρdmax

RD = ρd / ρdmax

Packningsgraden varierar mellan 0,5 – 0,7 vidlös utfyllnad och är ca 1,0 vid hård packning.

Organisk haltOrganisk halt beräknas som viktförhållandetmellan organisk massa och total fast massa. Iorganisk jord (organisk halt ≥ 20 %) bestämsden organiska halten genom att mäta viktför-lusten då ett prov som torkats vid 105 oC glöd-gas vid 800 oC under 60 min. En stor del avviktförlusten orsakas av att fast bundet vattenoch koldioxid avgår. Glödgningsförlustenmåste därför reduceras med erfarenhetsvärdenbaserade på lerhalt och karbonathalt.

I jord med organisk halt lägre än 20 % är fel-källorna vid glödgningsförlustmätning förstora. Den organiska halten bestäms då viabestämning av halten organiskt kol med kolo-rimetermetoden eller kolanalysator.

Figur 10.Bestämning av organiskhalt med kolorimeter-metoden.


KonsistensgränserAllmäntKonsistensen hos omrörda finkorniga jordarändrar sig med vattenkvoten. Om konsistensenfrån början är flytande övergår den successivttill plastisk och halvfast-sönderfallande alltef-tersom vattenkvoten minskar. De gränser somanvänds för att beskriva hur materialets kon-sistens ändras med vattenkvoten, kallas Atter-bergs konsistensgränser. Som illustreras i Fi-gur 11 betecknar flytgränsen wL övergångenmellan flytande och plastisk konsistens, plasti-citetsgränsen wP övergången mellan plastiskoch halvfast konsistens och krympgränsen wSär den gräns, där en ytterligare sänkning avvattenkvoten resulterar i att vattnet i porernaersätts med luft i stället för att volymen mins-kar.

Flytgräns wLFlytgränsen definierar övergången mellan fly-tande och plastisk konsistens. Den bestämssom konflytgräns med fallkonapparat. Kon-flytgränsen mäts genom att det omrörda pro-vet fylls i en skål. Denna placeras i en fallkon-apparat och en kon med massan 60 g ochspetsvinkeln 60o förs ned så att spetsen tange-rar provets yta, Figur 12. Konen får sedanfalla fritt och konintrycket (nedträngningsdju-pet) mäts. Försöket kan upprepas vid olikavattenkvoter och koninträngningen plottas dåmot vattenkvoten. Vattenkvoten då konensinträngning är 10 mm motsvarar konflytgrän-sen.

Figur 12.Utrustning för bestäm-ning av konflytgräns.

Figur 11.Konsistensformer ochkonsistensgränser.

En enpunktsmetod har utarbetats så att flyt-gränsen kan beräknas ur konintryck mellan 7och 15 mm.

wL = M · w + N

M och N erhålls ur Tabell 3.

Vid bestämning av konsistensgränser bör pro-vet inte få torka innan bestämningen görs.

15Jords egenskaper

Plasticitetsgräns wPPlasticitetsgränsen, eller utrullningsgränsen,definieras som den lägsta vattenkvot vid vil-ken ett jordprov kan rullas ut till en 3 mmtjock tråd utan att falla sönder. Utrullningengörs för hand, vanligen på ett vattenabsorbe-rande papper.

Krympgräns wSKrympgränsen är den vattenkvot där ytterliga-re minskning av vattenkvoten inte medför nå-gon volymminskning. Vid krympgränsen skif-tar jorden färg och blir ljusare då luft trängerin i porerna. Krympgränsen kan bestämmasgenom att mäta det vid 105 oC torkade provetsmassa ms och volymen V. wS kan sedan beräk-nas ur

wS = ρw (V / ms – 1 / ρs)

Plasticitetstal ellerplasticitetsindex IPDå vattenkvoten i en jord är mellan plastici-tetsgränsen och flytgränsen har jorden en plas-tisk konsistens. Differensen mellan wP och wLkallas plasticitetstal eller plasticitetsindex IP .

IP = wL – wP

Flytindex ILFlytindex definieras av ekvationen.

IL = (w – wP) / IP

Flytindex ger en indikation på strukturenskänslighet för mekanisk störning. För kvickle-ror är IL alltid större än 1 och i torrskorpa kandet vara så lågt som 0.

Konsistensindex ICKonsistensindex definieras av ekvationen

Tabell 3.Samband mellankonintrycket i (60 g –60o kon) och faktorer-na M och N i formelnwL = M · w + N

Konintryck, mm, tiondelar Konintryck i, mm, heltal

Värde 0 1 2 3 4 5 6 7 8 9

7 M N

1,21 -3,5

1,20 -3,4

1,19 -3,2

1,18 -3,0

1,17 -2,9

1,16 -2,7

1,15 -2,6

1,14 -2,5

1,14 -2,3

1,13 -2,2

8 M N

1,12 -2,1

1,11 -1,9

1,11 -1,8

1,10 -1,7

1,10 -1,6

1,09 -1,4

1,08 -1,3

1,07 -1,2

1,07 -1,1

1,06 -1,0

9 M N

1,05 -0,9

1,05 -0,8

1,04 -0,7

1,04 -0,6

1,03 -0,5

1,03 -0,4

1,02 -0,3

1,01 -0,3

1,01 -0,2

1,00 -0,1

10 M N

1,00 0

1,00 0,1

0,99 0,2

0,99 0,2

0,98 0,3

0,98 0,4

0,97 0,5

0,97 0,5

0,96 0,6

0,96 0,7

11 M N

0,96 0,7

0,95 0,8

0,95 0,9

0,94 0,9

0,94 1,0

0,94 1,1

0,93 1,1

0,93 1,2

0,93 1,3

0,92 1,3

12 M N

0,92 1,4

0,92 1,4

0,91 1,5

0,91 1,5

0,91 1,6

0,90 1,7

0,90 1,7

0,90 1,8

0,89 1,8

0,89 1,9

13 M N

0,89 1,9

0,88 2,0

0,88 2,0

0,88 2,1

0,88 2,1

0,87 2,2

0,87 2,2

0,87 2,2

0,87 2,3

0,86 2,3

IC = (wL – w) / IP

Flytindex används för lösa jordar medan kon-sistensindex lämpar sig bättre för fasta jordar.

Aktivitetstal aCAktivitetstalet är ett mått på hur plasticitetsin-dex IP ökar med ökande lerhalt.

aC = IP / lerhalt

Lerhalten är lerfraktionens andel av hela pro-vets massa. aC beror på hur stor del av lerfrak-tionen som består av lermineral och vilka ler-mineral som ingår.

Med hänsyn till aktivitetstalet klassificerasleror enligt följande

Benämning Aktivitetstal aCLåg aktivitet < 0,75Normal aktivitet 0,75-1,25Hög aktivitet > 1,25

Svällande leror som innehåller lermineraletmontmorillonit har högt aktivitetstal. Kvickle-ror har låg aktivitet. De svenska illitiska leror-na har vanligen normal aktivitet.

Aktivitetstal för några olika mineral framgårav Tabell 4.

Tabell 4.Aktivitetstal förolika lermineral.

Mineral Aktivitetstal ReferensKvarts 0,0 von Moos (1938)Kalcit 0,18 von Moos (1938)Glimmer (muskovit) 0,23 von Moos (1938)Kaolinit 0,33 Nortey (1950)Kaolinit 0,46 Samuels (1950)lllit 0,90 Northey (1950)Ca-montmorillonit 1,5 Samuels (1950)Na-montmorillonit 7,2 Samuels (1950)


KornfördelningAllmäntKornstorleksfördelningen, vanligen förkortatkornfördelningen, och formen av de enskildapartiklarna i en jord påverkar dess geotekniskaegenskaper. Kornfördelningen är därför enviktig grund för klassificering av jordar (sesid 18). Kapillaritet och permeabilitet beror påporstorlek och porvolym. Kompressibilitetoch skjuvhållfasthet påverkas av kornfördel-ning och relativ lagringstäthet. Kornfördel-ningen har främst betydelse för grövre fraktio-ner av jorden. För leriga jordar har lerhaltenstor betydelse, men lerans egenskaper beror påstruktur och spänningshistoria snarare än påstorleken hos enskilda partiklar.

Sten- och blocksorteringVid stenoch blockrik jord sker ofta en sorte-ring av sten och block i fält. Stensorteringgörs med hjälp av galler eller perforerade plå-tar och stenfraktionerna vägs. Blocksorteringgörs med hjälp av grova galler eller genomdirekt mätning. Då vägning medför praktiskaproblem mäts ofta blockhögarnas volym ochhålrumsprocenten antas vara 40 – 50 %.

Sten- och blocksortering blir ofta så omfattan-de att stenoch blockhalt hellre bedöms indi-rekt med ledning av upptagna jordprover, ut-förda sonderingar och geologiska förhållan-den.

Indirekt bedömning av sten-och blockhaltJordprover som tagits med vanliga provtagarekan endast innehålla grovt grus och enstakamindre stenar. Om ett jordprov benämns somstenigt eller grusigt (se Tabell 7–9), måste manförutsätta att jordlagret även innehåller stenoch block. Inte ens sand kan förutsättas varahelt stenoch blockfri utan särskilda under-sökningar eller speciella geologiska förhållan-den (t.ex. dynsand eller svämsand). Är grade-ringstalet CU större än 9 måste man räkna meden relativt hög stenoch blockhalt även i sand.Samma gäller om jordprovet benämnts sommorän.

I stort sett kan moränernas blockhalt sägasfölja nedanstående schema:

Moräntyp BlockhaltGrovkornig morän Mycket blockigBlandkornig morän Blockig – mycket blockigFinkornig morän Något blockig – blockig

Observera att moräner kan ha hög stenhaltäven om blockhalten är låg.

Rullstensgrus och övriga avlagringar av gröv-re sediment förekommer vanligen i åsar ochvallar. De kännetecknas ofta av snabb växlingmellan lager av finare och grövre fraktioner,t.ex. rullstensåsar. Ofta benämns allt materiali en rullstensås som åsgrus och man måste vidsådan klassificering räkna med förekomst avsten och block.

I en ås som huvudsakligen är uppbyggd avsten och grus är en blockhalt av 5 – 10 vikt-procent vanlig, liksom en stenhalt av 40 – 60viktprocent. I en ås som huvudsakligen äruppbyggd av grus och sand är blockförekom-sten normalt liten.

Generellt gäller att stenhalten kan uppgå tillca 25 viktprocent i sandigt grus och till ca 15viktprocent i grusig sand.

Vid sondering med lätt utrustning stopparsondspetsen mot större stenar och block, vilketger mycket varierande stoppnivåer i närlig-gande borrhål. Vid jordbergsondering fås di-rekta uppgifter om genomborrade block. Vidbedömning av stenoch blockhalt från sonde-ring måste man observera den lilla sannolikhe-ten att sonden skall träffa en sten eller ettblock då förekomsten av dessa är måttliga.

SiktningVid siktning används en serie siktar av trådnätmed kvadratiska hål. Kornstorleken antas mot-svara den fria maskvidden hos trådnätet. Nor-malt siktas material mindre än 63 mm. Ensiktserie som är avpassad för fraktionsgränser-na vid jordartsklassificering och som anslutertill internationell standard bör användas. Sikt-serien bör därför innefatta siktar med fri mask-vidd av 0,063, 0,2, 0,63, 2,0, 6,3 och 20 mmsamt, beroende på materialets sammansätt-ning, lämpliga siktar med maskvidder däre-mellan.

Är finjordshalten (se Tabell 6, sid 19) låg kansiktningen utföras som torrsiktning utan före-gående tvättning. Vid högre finjordshalt måstematerial finare än 0,063 mm tvättas bort föresiktningen. Alternativt kan siktningen utförassom våtsiktning med vattenspolning. Torrsikt-ning utförs i skakapparat och skakningstidenär normalt ca 10 min.

17Jords egenskaper

SedimentationsanalysVid sedimentationsförsök får ett uppslammatjordprov sedimentera i vatten. Normalt utförsförsöket på material finare än 0,063 mm, menför naturliga leror med mycket låg grovjords-halt kan material upp till 2 mm tas med. Korn-storleken beräknas ur partiklarnas sedimenta-tionshastighet med hjälp av Stokes lag. Denpartikeldiameter som utvärderas är en diame-ter som motsvarar diametern hos en sfäriskkropp med samma fallhastighet och densitetsom jordpartikeln.

Före försöket kan jorden behöva förbehandlasså att organiskt material, järn, kalk och saltertas bort.

Sedimentationsförsök används för att bestäm-ma kornstorlekar mellan 0,1 mm och0,001 mm. Korn större än 0,1 mm orsakarturbulens och för korn mindre än 0,001 mmblir metoden mycket tidskrävande och felkäl-lor som flockulering, temperaturvariationeroch s.k. Brownska rörelser blir svårkontrolle-rade.

För sedimentationsförsök används ett flertalmetoder, som hydrometermetoden, pipettme-toden, vågkroppsmetoden och metoden medfallande droppe.

KornformKornformen bestäms som regel okulärt. Dettagörs normalt endast för grövre korn och utförsdå okulärt med hjälp av jämförande standard-diagram. För finare korn kan kornformen be-stämmas med hjälp av mikroskop. För be-skrivning av kornform används termer enligtnedanstående tabell:

Parameter KornformKantighet/rundhet Mycket kantig

KantigMindre kantigMindre rundRundMycket rund

Form KubiskFlatAvlång

Ytstruktur SkrovligSlät

Figur 13.Sedimentationsanalysmed vågkropps-metoden.


AllmäntFlera olika klassificeringssystem används förnärvarande i Sverige. Dessa är grundade an-tingen på jordarternas bildningssätt, på derassammansättning eller på deras tekniska egen-skaper i olika sammanhang. Exempel på jord-artsbenämningar som hänför sig till bildnings-sätt är morän, svämlera, flygsand etc. Dessabenämningar ger värdefulla upplysningar omjordens uppbyggnad och därmed dess geotek-niska egenskaper.

Jordarterna uppdelas efter de ingående be-ståndsdelarna i mineraljordar och humusjor-dar. Kornstorleken och kornfördelningen hosen mineraljord är en av de viktigaste faktorer-na för dess mekaniska egenskaper. En klassifi-cering efter kornstorlek i olika kornfraktionerär därför en första nödvändig åtgärd. Därutö-ver kan egenskaper som tjälfarlighet, relativlagringstäthet, konsistensgränser, sensitivitetetc. användas för klassificering av jorden.

Klassificering efter kornstorlekMineraljordarna klassificeras efter kornstorlekoch kornfördelning. Denna klassificering hartidigare varit likartad i de flesta länder menfraktionsgränserna har skilt sig något åt. Se-dan år 2004 finns en gemensam europeisk ochinternationell standard för geoteknisk klassifi-cering av jord, SS-EN ISO 14668. Enligt den-na skall jord klassificeras på basis av desssammansättning med hänsyn till kornfördel-ning, plasticitet, organiskt innehåll och till-komst. Denna klassificering följs i dennaskrift.

För att kunna läsa och förstå äldre geotekniskautredningar måste man dock känna till någotom tidigare klassificeringssystem. Ett äldreklassificeringssystem från 1953 var i bruk förgeotekniska ändamål i Sverige fram till 1981.Systemet från 1953 har dock fortsatt att an-vändas inom angränsande ämnesområden. Detäldre systemet är beskrivet i Bygg.1 B.1972.

För att nå större enhetlighet inom Norden ochinternationellt framlade SGF:s laboratorie-kommitté 1980 förslag om nya regler för be-

Klassificering av jordarter

nämning. Dessa antogs av SGF 1981 och haranvänts för geotekniska ändamål fram tilldessa dagar.

En jämförelse mellan tidigare fraktionsindel-ningar i några olika länder visas i Tabell 5.

En detaljerad redovisning av den nya interna-tionella standarden ges i Tabell 6.

JordartsgrupperMed avseende på blockoch stenhalt respekti-ve finjordshalt indelas mineraljordarna i fyrahuvudgrupper:

• Mycket grov jord jordar som huvudsakligen består av blockoch sten

• Grovjord grusoch sandjordarter

• Blandkornig jord siltiga eller leriga grusoch sandjordar• Finjord silt-och lerjordar

Riktvärden för indelningen ges i Tabell 7.

Benämning Halt av block+sten Halt av finjordi viktprocent av i viktprocent avtotala jordmängden material < 63 mm

Mycket grov jord > 40 –Grovjord < 40 < 15Blandkornig jord < 40 15 – 40Finjord < 40 > 40

Anm. Jorden kan också indelas på basis av bildningssätt.I Sverige gäller detta t.ex. olika former av moräner.

Klassificering efter kornfördelningoch graderingstalKlassificering av grovkornig och mycketgrovkornig jord baseras enbart på kornfördel-ningen, se Tabell 8.

Fraktion Viktprocent TermBlock < 5 Något blockig

5 till 20 Blockig> 20 Mycket blockig

Sten < 10 Något stenig10 till 20 Stenig> 20 Mycket stenig

Finjordshalten skall normalt vara minst 40 %av material < 63 mm för att huvudbenämning-en skall vara silt eller lera. Lerhalten skall

Tabell 7.Riktvärden för indelningav mineraljordar ihuvudgrupper.

Tabell 8.Indelning av grovkornigoch mycket grovkornigjord med avseende påblock- och stenhalt.

19Jords egenskaper

Huvudfraktion Underfraktioner Beteckning Fraktionsgränser mm

Mycket grov jord Stora block LBo > 630Block Bo > 200 till 630Sten Co > 63 till 200

Grovjord Grus Gr > 2 till 63Grovgrus CGr > 20 till 63Mellangrus MGr > 6,3 till 20Fingrus FGr > 2 till 6,3Sand Sa > 0,063 till 2,0Grovsand CSa > 0,63 till 2,0Mellansand MSa > 0,2 till 0,63Finsand FSa > 0,063 till 0,2

Finjord Silt Si > 0,002 till 0,063Grovsilt CSi > 0,02 till 0,063Mellansilt MSi > 0,0063 till 0,02Finsilt FSi > 0,002 till 0,0063Ler Cl ≤≤≤≤≤ 0,002

Tabell 5.Fraktionsindelningar inågra olika länder år 1981.

Tabell 6.Indelning av mineraljordi kornfraktioner.


dessutom normalt vara minst 20 % av fin-jordshalten för att huvudbenämningen skallvara lera. Utöver klassificeringen med ledningav kornfördelningen finns klassificeringstesteroch plasticitetsdiagram för bedömning av omjorden skall klassificeras som silt eller lera.Dessa kan medföra en annan klassificering,speciellt då jordens mineralsammansättningavviker från den som är vanlig i Sverige.

Om en fraktion förutom huvudfraktionen harväsentlig betydelse för jordens egenskaperanvänds adjektiv vid benämningen t ex sandigsilt. Flera adjektiv kan användas för att be-skriva jordens karaktär och de placeras i såfall närmare huvudordet ju större betydelsefraktionen har för jordens egenskaper. I enstenig, sandig silt har sandfraktionen näst sil-ten den största betydelsen. Klassificeringenkan göras med ledning av Tabell 9.

Som hjälpmedel vid klassificeringen efterkornfördelning kan också nomogram använ-das, Figur 14.

Kornfördelningen uppritas i en kornfördel-ningskurva, Figur 15.

Kornstorleken betecknas med symbolen d.Kornstorleken hos de partiklar som på korn-fördelningskurvan motsvarar passerande vikts-mängd 60 %, 40 % etc. betecknas d60, d40 etc.

Kornfördelningskurvans lutning anges genomgraderingstalet CU.

CU = d60 / d10 jfr Figur l5

Krökningstalet CC är ett mått på kornfördel-ningskurvans form inom området från d10 tilld60.

CC = (d30)2 / (d10 · d60)

CU och CC används för grovjord och blandkor-nig jord där gränserna d60 , d30 och d10 avserden vid siktningen passerande jordmassan.

Storleken av graderingstalet och krökningsta-let ger ett mått på kornfördelningen och jor-darna kan indelas i ensgraderade, mellangra-derade och månggraderade jordar, Tabell 10.

Kornfördelning CU CCMånggraderad > 15 1 < CC < 3Mellangraderad 6 till 15 < 1Ensgraderad < 6 < 1Språnggraderad Vanligen högt Ingen regel

(vanligen < 0,5)

Ofta är förhållandet d60/d10 inte representativtför korngraderingen beroende på att kornför-delningskurvan har ett ojämnt förlopp. Omkornfördelningskurvan har ett språngartat för-lopp, genom att en eller flera mellanliggandekornfraktioner är underrepresenterade, kallasjorden språnggraderad.

Klassificering och benämning av jordar skeroftast okulärt. För att skilja lera och silt kanskakprov, konsistensgränserna och det torkadeprovets konsistens användas. I många fall hardock finjordshalten den största betydelsen ochmaterialet behöver siktas och sedimenteras.Speciellt viktigt är det att i samband medpackning av jord känna dess finjordshalt, dådenna kan vara utslagsgivande för val avpackningsmetod och också för packningsre-sultatet.

Tabell 9.Riktvärden för indelningav mineraljordarter påbasis av ingåendefraktionsstorlekar.

Fraktion Fraktionsstorlek i Fraktionsstorlek i Jordartsbenämningviktprocent av material viktprocent av material Tilläggsord Huvudord*≤≤≤≤≤ 63 mm ≤≤≤≤≤ 0,063 mm

Grus 20–40 grusig> 40 grus

Sand 20–40 sandig> 40 sand

Sill + ler 5–15 < 20 något siltig(finjord) 20 något lerig

15–40 < 20 siltig 20 lerig

> 40 < 10 silt10–20 lerig silt20–40 siltig lera> 40 lera

* Som huvudord används också olika former av morän. Morän betecknas Mn.

Tabell 10.Indelning efterkorngradering.

21Jords egenskaper

Figur 14.Nomogram för klassifice-ring av mineraljord efterkornstorleksfördelning.

Figur 15.Exempel på kornfördel-ningskurvor. Bestämning avgraderingstalet exempli-fierad för den grusigasanden.


Klassificering efter densitet(eller lagringstäthet)För grovkorniga jordarter ingår ofta densiteten(lagringstätheten) i klassificeringen, Tabell 11.

Benämning Densitetsindex ID%

Mycket lös 0 till 15Lös 15 till 35Mellanfast 35 till 65Fast 65 till 85Mycket fast 85 till 100

Eventuell förekomst av humus anges.

Fastheten i grovjord uppskattas normalt påbasis av sonderingsresultat.

Enligt Plattgrundläggningshandboken klassifi-ceras jordens fasthet på basis av sonderingsre-sultat enligt Tabell 12.

Ovanstående relativa fasthetsindelning kaninte direkt översättas till lagringstäthet men istort antas motsvara indelningen med avseen-de på densitetsindex.

En bättre bedömning av jordens fasthet kanfås ur resultaten från CPT-sondering(SGI Information 15).

Klassificering efterkonsistensgränserLera och lerig silt klassificeras ofta med hän-syn till konsistens och mekaniska egenskaper.Detta görs på basis av flytgräns wL och plasti-citetsgräns wP och därur framräknat plastici-tetsindex IP. Graden av plasticitet bör enligtden internationella standarden anges med ter-merna oplastisk, lågplastisk, mellanplastiskoch högplastisk, men några gränser för dennaindelning anges inte. Enligt SGF:s klassifice-ringssystem från 1981 indelas finkornig jordmed hänsyn till konsistensgränser enligt Ta-bell 13.

Benämning Flytgräns wL Plasticitetstal IPLågplastisk < 30 < 10Mellanplastisk 30 – 50 10 – 25Högplastisk 50 – 80 25 – 50

Mycket högplastisk > 80 > 50

För oplastiska jordar är IP = 0.

Lera och silt kan också klassificeras med avse-ende på konsistensindex IC. Denna indelninggörs enligt Tabell 14:

Konsistens hos silt och lera Konsistensindex ICMycket lös < 0,25Lös 0,25 till 0,50Fast 0,50 till 0,75Styv 0,75 till 1,00

Mycket Styv > 1,00

Denna indelning kan vara ungefärlig, särskilt ilågplastisk jord. Jordens hållfasthet behöverinte heller vara konstant för ett givet konsis-tensindex. Flytindex kan användas som ettalternativ.

Klassificering efter odräneradskjuvhållfasthet och sensitivitetDe finkorniga jordarna kan också indelas medhänsyn till den odränerade skjuvhållfasthetencu och sensitiviteten. Dessa värden bestämsrutinmässigt med fallkonförsök vid undersök-ning av lera. Med hänsyn till den odräneradeskjuvhållfastheten kan de finkorniga jordarnaindelas enligt Tabell 15.

Benämning m. avs. på Odränerad skjuvhållfasthetodränerad skjuvhållfasthet cukPaExtremt låg < 10Mycket låg 10 till 20Låg 20 till 40Medium 40 till 75Hög 75 till 150Mycket hög 150 till 300Extremt hög > 300

Relativ fasthet Trycksond (TrS) Hejarsondering ViktsonderingSpetsmotstånd qc Hfa(netto) VimMPa slag/0,2 m halvvarv/0,2 m

mycket låg 0 – 2,5 0 – 4 0 – 10låg 2,5 – 5,0 2 – 8 10– 30medelhög 5,0 – 10,0 6 – 14 20 – 50hög 10,0 – 20,0 10 – 30 40 – 90mycket hög > 20,0 25 > 80

Tabell 11.Indelning efterdensitetsindex.

Tabell 12.Klassificering av jordsfasthet på basis avsonderingsresultatenligt Plattgrundlägg-ningshandboken.

Tabell (13 till höger).Klassificering efterkonsistensgränserenligt SGF 1981.

Tabell 15.Indelning efterodränerad skjuvhåll-fasthet.

Tabell (14 till höger).Klassificering efterkonsistensindex.

23Jords egenskaper

Material med odränerad skjuvhållfasthet störreän 300 kPa kan uppföra sig som svaga bergar-ter och bör då betecknas som berg enligtISO 14689-1.

Sensitiviteten St anger förhållandet mellan denodränerade skjuvhållfastheten i ostört och om-rört tillstånd. Finkorniga jordar kan klassifice-ras med hänsyn till sensitivitet enligt Ta-bell 16.

Benämning SensitivitetLågsensitiv < 8Mellansensitiv 8–30Högsensitiv > 30

Med kvicklera avses en lera med sensitiviteten> 50. Den skall dessutom i omrört tillstånd haen odränerad skjuvhållfasthet som är mindreän 0,4 kPa, vilket motsvaras av att konen60 g – 60o sjunker mer än 20 mm i det omrör-da materialet.

Klassificering efteröverkonsolideringskvotFinkorniga jordars mekaniska egenskaper är ihög grad beroende av förkonsolideringstrycket(se sid 34). Jordens kompressionsegenskaperändras markant vid förkonsolideringstrycketoch hållfasthetsegenskaperna är beroende avdetta. Förkonsolideringstrycket σć bestämsgenom kompressionsförsök i ödometer.

Om förkonsolideringstrycket på en nivå i jor-den motsvarar det rådande effektiva vertikal-trycket σ´0 sägs jorden vara normalkonsolide-rad. Är σć större än σ´0 är jorden överkonsoli-derad. Förhållandet mellan σć och σ´0 kallasöverkonsolideringskvot OCR (overconsolida-tion ratio). Klassificering med avseende påöverkonsolideringskvot ingår inte i det inter-nationella systemet, men enligt SGF 1981 kanjorden klassificeras enligt Tabell 17.

Benämning Överkonsolideringskvot OCRNormalkonsoliderad ellerlätt överkonsoliderad 1–1,5Överkonsoliderad 1,5–10Starkt överkonsoliderad >10

Övriga faktorer för klassificeringVid klassificering av finkorniga jordar böralltid anges om de är varviga. Innehåll avsnäckor, rottrådar, sulfid och annat organisktinnehåll anges också.

Jordens färg i naturligt tillstånd brukar anges.Det skall då observeras att oxider, sulfider ochorganiskt innehåll snabbt skiftar färg i frialuften. Jorden kan också klassificeras medavseende på kalkhalt.

Humus och organiska sulfiderMineraljordarna är ofta uppblandade med hu-musämnen eller förekommer växelvis tillsam-mans med rent organiska jordar. Mängdeningående organiskt material påverkar starkt enjords mekaniska egenskaper. Klassificeringefter organisk halt (Tabell 18) är därför likaviktig som klassificering efter kornstorlek ochkornfördelning.

Ofta bildas i samband med förruttnelseproces-ser i jorden organiska sulfider, som i likhetmed humusämnen starkt påverkar en jordartsegenskaper.

De organiska jordarterna indelas efter det or-ganiska materialets karaktär i huvudgruppernagyttja, dy och torv.

Gyttja består av sönderdelade växt- och djur-rester rika på fett och äggviteämnen. Färgen ärgrön- eller brunaktig och ljusnar vid torkning.Från gyttja fås ett ljust alkaliextrakt. I natur-fuktigt tillstånd har gyttja karaktären av enmer eller mindre elastisk massa.

Tabell 16(vänster spalt).Klassificering eftersensitivitet.

Tabell 17.Klassificering efteröverkonsolideringskvotenligt SGF 1981.

Tabell 18.Indelning av jordartemamed hänsyn till organiskhalt

Benämning Typ av jord Organiskt innehåll Exempel på jordart% av torr massa ≤≤≤≤≤ 2 mm

Lågorganisk Organisk mineraljord 2–6 gyttjig lera, gyttjig siltig lera etc., dyig lera, dyig siltetc., torvblandad sand etc., mullhaltig lera, mullhaltiglerig sand etc.

Mellanorganisk Mineralisk organisk jord 6 till 20 lerig gyttja (lergyttja), siltig gyttja etc., lerig dy, sandigdy etc., lerig filttorv, sandig filttorv etc., lerig mulljord,sandig mulljord etc.

Högorganisk Organisk jord > 20 Gyttja, dy, dytorv, mellantorv, filttorv, mulljord.

Anm.: När humushalten är < 2 % kan jordarten benämnas något humushaltig, något gyttjig etc. om så anses nödvändigt föratt noggrannare karaktärisera den.

Ospecificerad organisk jord betecknas Or, gyttja betecknas Gy, dy betecknas Dy och torv betecknas Pt.


Dy består av utfälld humussubstans. Färgen ärbrunsvart och ändras obetydligt vid uttork-ning. Dy är som regel uppblandad med andrajordarter. Alkaliextraktet är mörkbrunt. Dy haren lös klibbig konsistens.

Torv bildas av växtrester på sådana ställen därfuktigheten är så stor att växterna genom vatt-net skyddas från förmultning. Alltefter tillgångpå luft sönderdelas växtresterna.

Torv klassificeras efter förmultningsgraden,oftast efter von Posts 10-gradiga skala. Be-dömningen sker genom att krama ett torvprovi handen. Torv kan grovt indelas i filttorv,mellantorv och dytorv, Tabell 19. För filttorvär den vätska som pressas ut mellan fingrarnanästan klar och gulbrun. Det fasta materialetstannar kvar och har en tydlig växtstruktur ochfiltartad konsistens. Om däremot större delenav provet passerar genom fingrarna som enbrun grötig massa benämns det dytorv.

Benämning BeskrivningFilttorv Låg förmultningsgrad (Grupp Hl-H4 i von

Posts skala 1921). Filtig konsistens.Lätt urskiljbar växtstruktur av i första handvitmossor.

Mellantorv Måttlig förmultningsgrad (Grupp H5-H7 i vonPosts skala). Urskiljbar växtstruktur.

Dytorv Hög förmultningsgrad (Grupp H8-Hl0 i vonPosts skala). För blotta ögat ej urskiljbarväxtstruktur. Grötig konsistens.

Gyttja Sönderdelade växtdelar och djurrester.Kan innehålla oorganiska beståndsdelar.

Humus Växtlämningar, levande organismer ochderas avsöndringar tillsammans medorganiskt material. Bildar ytjorden.

Innehåller torven stubbar och vedrester angesdetta.

Råhumus förekommer främst i skogsområdensom ett tunt lager närmast ytan. Detta lagerhar vanligen en tydlig växtstruktur. Humusfor-men i matjord benämns mull.

Speciella jordarterFörutom mineraljordar och organiska jordarfinns speciella jordarter som skaljordarter,kiselgrus och kemiskt utfällda sediment. Skal-jordarterna innehåller mer eller mindre sön-derdelade skal av musslor och snäckor medankiselgrus i huvudsak innehåller skal av kiselal-ger. Kemiska sediment som bleke och limonithar bildats genom utfällning av kalciumkar-bonater eller järnföreningar. Med sulfidjordavser man i geotekniska sammanhang iSverige främst den speciella form av sulfid-jord som innehåller järnmonosulfid FeS ochbildas genom nedbrytning av organiskt materi-al i finkorniga sediment under anaeroba för-hållanden. Jord som geotekniskt klassificerassom sulfidjord är lokaliserad till Bottniskavikens kustland och består i huvudsak av orga-nisk silt eller organisk siltig lera. Bortsett frånsulfidjord och bleke är de speciella jordarternaganska sällsynta och mäktigheten är liten.

Indelning i materialgrupperefter tekniska egenskaper ibyggnadssammanhangBeroende på jordarternas användbarhet somvägbyggnadsmaterial delas de in i materialty-perna 1– 6 enligt ATB VÄG 2005. I Tabell 20anges kraven för de olika grupperna.

Klassificering med hänsyn tilltjälfarlighetMed hänsyn till de egenskaper jordarternauppvisar vid tjälning och upptining indelas deenligt ATB Väg och Anläggnings AMA i tjäl-farlighetsklasser enligt Tabell 21. Halternasom anges i tabellen avser material < 63 mm.

Tabell 19.Benämning och beskriv-ning av organisk jord.

25Jords egenskaper

Tabell 20.Indelning av berg ochjord i materialtyp.

Materialtyp Bergtyp Halten av jordmängd ≤≤≤≤≤ angiven kornstorlek/total mängd Exempel på jordarter≤≤≤≤≤ angiven kornstorlek, viktsprocentMycket grov jord Finjord Ler Organisk halt63/2000 mm 0,063/63 mm 0,002/0,063 mm % /63 mm

1 1, 2 < 10 ≤ 22 ≤ 40 ≤ 15 ≤ 2 Bo, Co, Gr, Sa,

saGr, grSa, GrMn,SaMn

3 A 3 ≤ 30 ≤ 23 B ≤ 40 15 - 30 2 siSa, siGr, siSaMn,

siGrMn4 A ≤ 40 30 - 40 ≤ 2 clMn4 B ≤ 40 > 40 > 40 ≤ 2 Cl, ClMn5 ≤ 40 > 40 ≤ 40 ≤ 6 Si, clSi, siCl, SiMn,

gyCl, gySi6 Övriga jordar och material Pt, Or, siOr, Gy,

saOr, clGy,alternativa material

Tabell 21Tjälfarlighetsklasserenligt ATB Väg 2005.

Tjälfarlighetsklass Beskrivning Exempel på jordarter

1 Icke tjällyftande jordarter Gr, Sa, saGr, grSa, GrMn, SaMn, PtDessa kännetecknas av att tjällyftningen undertjälningsprocessen i regel är obetydlig. Klassen omfattarmaterialtyp 2 samt organiska jordarter med organisk halt > 20 %.

2 Något tjällyftande jordarter siSa, siGr, siSaMn, siGrMnDessa kännetecknas av att tjällyftningen undertjälningsprocessen är liten. Klassen omfattar materialtyp 3B.

3 Måttligt tjällyftande jordarter Cl, ClMn, siMnDessa kännetecknas av att tjällyftningen under tjälnings-processen är måttlig. Klassen omfattar materialtyp 4A och 4B.

4 Mycket tjällyftande jordarter Si, clSi, siCl, SiMnDessa kännetecknas av att tjällyftningen under tjälningsprocessenär stor. Klassen omfattar materialtyp 5.


PermeabilitetEn jords vattengenomtränglighet (hydrauliskakonduktivitet) eller permeabilitet beräknasvanligtvis enligt Darcys lag

lhkikv =⋅=

därv = genomsnittlig strömningshastighet beräk-

nad på total yta vinkelrätt mot strömnings-riktningen, m/s

k = permeabilitet (permeabilitetskoefficient),m/s

h = tryckfall på sträckan l, mvp (meter vatten-pelare)

l = längd i strömningsriktningen med tryck-skillnad h, m

i = hydraulisk gradient (förlust i tryckhöjd perlängdenhet i strömningsriktningen (i = h/l),sortlöst tal

Darcys lag är endast giltig vid laminär ström-ning. Vid strömning genom grus och sten kanströmningen bli turbulent, och Darcys lag kandå inte tillämpas. Permeabiliteten k påverkasav vattnets viskositet och densitet. För att tahänsyn till viskositetens och densitetens inver-kan har termen absolut permeabilitet K införtsenligt

K = kμ / ρw

där μ är vätskans viskositet och ρw dess den-sitet.

μ och ρw varierar med temperaturen. De na-turliga temperaturvariationerna i jorden ärsom regel små men permeabiliteten mätt ilaboratorium vid 22 oC är cirka 1,5 gångerhögre än permeabiliteten vid 7 oC som mot-svarar vanlig jordtemperatur.

Experiment tyder på att en viss avvikelse frånDarcys lag kan uppstå vid låga gradienter i endel leror, Figur 16.

Permeabiliteten i jord kan variera med ström-ningsriktningen. Detta gäller främst i varviga

leror, speciellt om de innehåller siltskikt. Per-meabiliteten i horisontalled kan då vara myck-et större än permeabiliteten i vertikalled. Det-ta gäller också leror med parallell struktureller strömningsstruktur. För filttorv med låghumifieringsgrad har betydligt högre permea-bilitet mätts i horisontalled än vertikalled.

Permeabilitet mätt på små prover i laboratorietär ofta missvisande då jorden är sprickig ochinnehåller rottrådar eller är skiktad. Den verk-liga permeabiliteten i torrskorpan och deöversta marklagren är således ofta myckethögre än vad permeabilitetsförsök på små ler-prover i laboratoriet anger.

Permeabiliteten beror främst på porstorlek ochtotal porvolym. Mellan portalet e och logarit-men för permeabiliteten k råder för mångajordarter ett linjärt samband.

I finkorniga och månggraderade jordar mins-kar permeabiliteten med minskande vatten-mättnadsgrad.

Tätvärde används främst inom dammbygg-nadstekniken. Tätvärdet pP beräknas enligt

pP = – log k

En jord med permeabiliteten 10-7 m/s har såle-des tätvärdet 7.

Permeabiliteten är av betydelse vid dimensio-nering av jorddammar, tätskärmar och tätskikt,filter och brunnar, vid bedömning av släntsta-bilitet och tjälfarlighet, vid val av odränerad

Permeabilitet och kapillaritet

Figur 16.Observerad avvikelse frånDarcys lag vid strömning ilera (Hansbo 1960).

27Jords egenskaper

eller dränerad beräkningsmodell för stabilitetoch för beräkning av hur sättningar utbildasmed tiden. Permeabiliteten har dessutom bety-delse för bedömning av effekten av grundvat-tensänkning och infiltration, bedömning avföroreningsspridning samt för bedömning avinjekterbarhet.

Bestämning av permeabilitetPermeabiliteten k kan bestämmas ur fältförsökmed pumpning eller infiltration och ur labora-torieförsök. Ofta räcker det med överslagsvär-den på permeabiliteten. För grovkorniga jor-dar har man funnit att permeabiliteten främstpåverkas av effektiva kornstorleken d10. Försand gäller

)003,07,0(210 tdCk +⋅=

därk = permeabilitet, m/sC = koefficient som för löst lagrad natur-

sand är 1,2·10-2. Värdet kan variera från1,5·10-2 för ensgraderad jord till 0,6·10-2

för välgraderad fast lagrad jordd10 = effektiv kornstorlek, mm, motsvarande

maskvidden hos en sikt som släpperigenom 10 viktsprocent av materialet

t = vattentemperatur, oC

Sambandet mellan kornstorlek och permeabi-litet är inte användbart i leriga jordarter. Över-slagsvärden på permeabilitet visas i Figur 17samt Tabell 22 och 23.

Bestämning av permeabilitet i laboratoriet kanske i rörpermeameter, nippelpermeameter,ingjutningspermeameter, kompressometer,triaxialapparat eller ödometer. Apparaturenväljs efter jordart och provets beskaffenhet.För grovkorniga, ensgraderade jordar användsrörpermeameter, se principskiss i Figur 18.Röret utgörs ofta av en packningscylinder såatt permeabiliteten kan bestämmas efter pack-ningsförsök. Permeabiliteten bestäms genomatt man mäter den vattenmängd som strömmargenom provet under en viss tid. Tiden avpas-sas efter materialets permeabilitet. Permeabili-teten beräknas ur

htAlQk =

därk = permeabilitetQ = genomströmmad vattenmängd under

tiden th = tryckhöjd från vattenbehållarens

vattenyta till provets underkantA = provets tvärsnittsareat = tid för genomströmning av

vattenmängd Ql = provets längd

Jordart Permeabilitet Tätvärdem/s

Moräner (månggraderad jord)Grusig morän 10-5 – 10-7 5 – 7Sandig morän 10-6 – 10-8 6 – 8Siltig morän 10-7 – 10-9 7 – 9Lerig morän 10-8 – 10-10 8 – 10Moränlera 10-9 – 10-11 9 – 11

Sediment (ensgraderad jord)Fingrus 10-1 – 10-3 1 – 3Grovsand 10-2 – 10-4 2 – 4Mellansand 10-3 – 10-5 3 – 5Finsand 10-4 – 10-6 4 – 6Grovsilt 10-5 – 10-7 5 – 7Mellansilt-finsilt 10-7 – 10-9 7 – 9Lera < 10-9 > 9

Innehåller jorden finmaterial som kan spolasur och sätta igen filtren används hellre nippel-permeameter, Figur 19. I denna permeametermäts tryckhöjden med hjälp av i provet in-stuckna perforerade nipplar. Provhöjden räk-nas som avståndet mellan nipplarna. I övrigtsker bestämningen som i rörpermeametern.Nippelpermeametern är noggrannare än rör-permeametern då felkällor som in- och ut-strömningsförluster samt filtermotstånd elimi-neras.

Figur 17.Överslagsvärden påpermeabilitet hoskornfraktioner ochensgraderade jordar.

Jordfraktion Permeabilitet Tätvärdem/s

Fingrus 1 – 10-2 0 – 2Grovsand 10-1 – 10-3 1 – 3Mellansand 10-2 – 10-4 2 – 4Finsand 10-3 – 10-5 3 – 5Grovsilt 10-4 – 10-6 4 – 6Mellansilt-finslit 10-6 – 10-8 6 – 8Ler < 10-8 > 8

Tabell 22 (till vänster).Överslagsvärden påpermeabilitet ochtätvärden för olikajordfraktioner.

Tabell 23.Överslagsvärden påpermeabilitet ochtätvärden för olikajordarter.


På finkorniga jordar och ostörda prover kanförsök i kompressometer, Figur 20, eller triax-ialförsök utföras för att bestämma permeabili-teten. Provet innesluts i ett gummimembran.Detta kläms mot provet med hjälp av stödring-ar i kompressometern och av celltrycket i tri-axialapparaten. I finkorniga jordar utförs för-söken som regel med variabel tryckhöjd. Prov-ningen utförs så att provet utsätts för en gradi-ent genom att vattenytan i tillrinningsrörethöjs i förhållande till vattenytan i avrinnings-röret. Vattenståndsrören avläses sedan medjämna tidsintervall och höjdskillnaden noteras.Permeabiliteten kan sedan beräknas ur

2

1

1

2 log3,22 h

hAt

Alk ⋅⋅⋅⋅

⋅=

därk = permeabilitetl = provets höjdA1 = provets areaA2 = vattenståndsrörens areat = (t2 – tl) genomströmningstidh1, h2 = höjdskillnad mellan vattenytor i

vattenståndsrör vid tiden tl respektive t2

Triaxialförsök för att bestämma permeabilitetutförs främst på finkorniga jordar som är svåraatt vattenmätta. I triaxialapparaten kan por-vattnet sättas under tryck varvid luft i porernasammanpressas och löses i vattnet.

Permeabiliteten hos vattenmättad lera, torvoch löst lagrad mellansilt-finsilt bestäms van-ligen på ostörda prover i ödometer. I ödome-terförsök med konstant deformationshastighet(CRS-försök) utvärderas permeabiliteten urdeformationshastigheten och portrycket i pro-vets odränerade yta.

b

w

ugH

tk

⋅⋅⋅⋅=

2

2 ρδδε

därk = permeabilitetδε / δt = deformationshastighetH = provhöjdg = tyngdkraftens accelerationρw = vattnets densitetub = porvattentryck i provets odränerade yta

Figur 18.Permeameter av rörtyp.

Figur 20.Anordning för permeabili-tetsförsök med kompres-someter typ SGI.

Figur 19.Nippelpermeameter(principskiss).

l

l

29Jords egenskaper

Figur 21.Permeabilitetensvariation med vertikalkompression. Resultatfrån CRS-försök.

KapillaritetKapillär stighöjdVattenkvoten och vattenmättnadsgraden i dejordlager som är belägna närmast markytanpåverkas av nederbörd och torka och varierarunder året. Vattenkvoten är i allmänhet högstunder vår och höst. Närmast över grundvatten-ytan påverkas vattenkvoten främst av den ka-pillära stighöjden. Inom den s.k. kapillära zo-nen stiger vattnet kapillärt i jordens porer be-roende på vattnets ytspänning. Den kapillärastighöjden beror främst på porstorlek som i sintur beror på kornstorlek och lagringstäthet.

Den kapillära zonen är inte entydigt definieraddå det inte finns någon skarp gräns mellan torroch vattenmättad jord. Över den s.k. undrestighöjden avtar vattenmättnadsgraden succes-sivt tills den s.k. övre stighöjden nås. Storle-ken av denna övergångszon beror på grade-ringstalet CU, så att övergångszonen är mindreför ett ensgraderat material än för ett månggra-derat. Den kapillära zonen beror också på omdet är ett från början torrt material som sugerupp vatten underifrån eller om det är ett ur-sprungligen vattenmättat material där vatteny-tan sjunker. Detta beror på att porstorlekenvarierar från små mikroporer till sprickor, vil-ka sinsemellan har olika kapillaritet. I Fi-gur 23 visas detta schematiskt. Kurva A mot-svarar vattenmättnadsgraden då ett från börjantorrt material fått suga upp vatten underifrån.Kurva B motsvarar vattenmättnadsgraden isamma material då det från ett vattenmättattillstånd utsatts för en sjunkande grundvatten-yta. Man skiljer på övre och undre kapillärstighöjd vid stigning respektive dränering.

Kännedom om jords kapillaritet har betydelsei samband med tjälfrågor, bestämning av drä-neringsdjup, dimensionering av kapillärbry-tande skikt och bedömning av por- och jord-tryck.

Tjälskjutningsprocessen sammanhänger medjords kapillära vattenuppsugningsförmågasamt uppsugningshastigheten. De tjälfarligastejordarna karakteriseras av att de är tillräckligtfinkorniga för att möjliggöra kapillär vatten-uppsugning men samtidigt tillräckligt genom-trängliga för att möjliggöra snabb vattentill-försel underifrån. Siltrika jordar har därmedstörst förutsättningar för stora tjällyftningar.Jordlagerföljder och vattentillgång har dockockså stor betydelse.

I den kapillära zonen är portrycket negativtvilket medför att effektivtrycket är större äntotaltrycket. Upp till den undre kapillära stig-

Figur 22.Bestämning avpermeabilitet itriaxialceller.

Ur dessa försök fås ett kontinuerligt sambandför permeabilitetens variation med kompressi-onen (förändringen i portalet), Figur 21.


höjden är jorden vattenmättad och skillnadenmellan effektivtryck och totaltryck motsvarardå direkt den hydrostatiska vattentryckskillna-den mellan aktuell nivå och grundvattenytan.Ovanför den undre kapillära stighöjden kanskillnaden uppskattas ur det negativa porvat-tentrycket och vattenmättnadsgraden så att

wreff uSu ⋅−=−=Δ 'σ

därΔσ´ = effektivtrycksökning pga negativa

portryckueff = effektivt negativt portryck = Sr · uwSr = vattenmättnadsgraduw = porvattentryck

Negativa portryck påverkar stabilitet och bä-righet hos jorden. Påverkan är störst i jordarsom är så vatttengenomsläppliga att djupt lig-gande grundvattenytor kan utbildas samtidigtsom den kapillära stighöjden är stor. Negativaportyck har därmed normalt störst betydelse isiltjordar, men även i detta avseende spelarjordlagerföljden stor roll.

Bestämning av kapillär stighöjdÖverslagsvärden för övre kapillära höjden vidstigning kan beräknas ur

10deChc ⋅

=

därhc = övre kapillär höjd vid stigning i meterC = konstant (1 – 5), vars värde beror på

kornform och kornytore = portald10 = effektiv kornstorlek i millimeter motsva-

rande maskvidden hos en sikt som släp-per igenom 10-viktsprocent av materia-let

Överslagsvärden för den undre kapillära höj-den vid dränering för olika jordarter framgårav Tabell 24.

Jordart Kapillär höjd, mLös lagring Fast lagring

Grovsand 0,03 – 0,12 0,04 – 0,15Mellansand 0,10 – 0,35 0,12 – 0,50Finsand 0,3 – 2,0 0,4 – 3,5Grovsilt 1,5 – 5 2,5 – 8Mellansilt-finsilt 4 – 10 6 – 10Lera > 8 > 10

För att bestämma övre och undre kapillär höjdvid stigning i grus och sand kan rörkapillari-meter användas. Detta görs bl.a. för jord somavses användas som kapillärbrytande lager.

Rörkapillarimetern består av ett antal kortarörbitar som tejpas ihop. Underdelen är perfo-rerad. Provningen utförs genom att kapillari-metern med provet ställs i ett vattenbad medkonstant vattenyta så att perforeringen kom-mer under vattenytan (Figur 24).

Provningen utförs i fuktrum. Provet får sugaupp eller dränera ut vatten tills dess vikt intelängre ändras. Rörkapillarimetern delas sedanoch vattenmättnadsgraden bestäms för varjeprovdel varefter kurvan (Figur 23) ritas upp.

För bestämning av den undre kapillära höjdenvid dränering för sand och grovsilt användsundertryckskapillarimeter, Figur 25. Den ka-pillära höjden får uppgå till högst 2,5 m.

Ett vattenmättat jordprov placeras i provhålla-ren. Med bälgen sänks sedan lufttrycket vidprovets underyta. Trycket sänks sakta till dessatt vattnet sugs ut ur provet och luft trängerigenom. Undertrycket avläses på manometernoch det lägsta värdet motsvarar kapillariteten.

Högre kapillariteter kan mätas genom luftin-trängningsförsök (pF-försök). I stället för ettundertryck vid provets undersida, utsätts pro-vets översida för ett luftövertryck. Det luft-övertryck som erfordras för att luft skall kun-na tränga igenom provet mäts. Metoden harmest använts i lantbrukssammanhang men harpå senare tid kommit i bruk även inom geote-niken. Erfarenhetsvärden visar att kapillari-teten för svenska leror ofta är i storleksord-ningen 200 m.

Bestämning av negativa portryckNegativa portryck kan mätas med speciellaportrycksmätare i fält. Effektiva negativa por-tryck ovan den undre kapillära stighöjden kanberäknas ur vattenmättnadsgraden och upp-mätt portryck alternativt vattenmättnadsgradenoch den uppmätta pF-kurvan i laboratoriet.

För i stort sett lerfri silt (lerhalt < 5 %) kan deteffektiva negativa portrycket uppskattas urd50-värdet ur kornfördelningskurvan enligtFigur 26.

För silt med högre lerhalt kan den aktuellakornfördelningskurvan matchas mot kornför-delningskurvor i en databas för pF-kurvor ochdet effektiva portrycket uppskattas ur pF-kur-van för den mest likartade jorden (se vidareSGI Information 16).

Tabell 24.Överslagsvärden på denundre kapillära höjden viddränering för olikajordarter.

31Jords egenskaper

Figur 24.Rörkapillarimeter medvattenkvotsbestämningför undersökning av grusoch sand (Sv Riksbyggen).

Figur 23.Övre och undre kapillärhöjd vid stigning ochsjunkning.

A B


Kapillär strömningVattenströmning sker i den kapillära zonenfrån grundvattenytan vid uttorkning eller tjäl-skjutning. Strömningshastigheten beror påden verksamma kapillärspänningen och jor-dens permeabilitet. I Figur 27 visas stigningenunder ett dygn och den kapillära stighöjden.För grovkorniga jordar motsvarar stigningenunder ett dygn den kapillära stighöjden. Förfinkorniga jordar med låg permeabilitet ärstighöjden efter ett dygn betydligt lägre än denkapillära stighöjden. Den högsta stighöjdenunder ett dygn erhålls i grovsilt.

Figur 27.Kapillaritet och stighöjdunder 24 timmar.

Figur 25.Undertryckskapillari-meter RS/52 för under-sökning av sand ochgrovsilt (VTI).

Figur 26.Samband mellan d50-värdeoch effektivt negativtportryck.

33Jords egenskaper

AllmäntMan skiljer i geotekniken oftast på deforma-tionsegenskaper och hållfasthetsegenskaper.Dessa egenskaper är dock inbördes relaterade.Deformationerna är starkt beroende av hurstor del av jordens skjuvhållfasthet som tas ianspråk och skjuvhållfastheten är starkt bero-ende av volymändringar i jorden under skjuv-ning.

Vid bestämning av deformations- och hållfast-hetsegenskaper är det mycket viktigt att försö-ken utförs så att de simulerar de verkliga be-lastningsfallen. En jords deformationsegen-skaper beror på dess avsättnings- och spän-ningshistoria. Denna har gett upphov till dessstruktur, relativa lagringstäthet och förkonsoli-deringstryck. Deformationsegenskaperna be-ror också på vattenmättnadsgrad, kornstorlekoch kornfördelning, kornform, de ingåendemineralen och halt av organiskt material. Le-rors deformationsegenskaper kan ändras omporvattnets sammansättning ändras. Vid be-stämning i laboratorium är man hänvisad tillrelativt små prover, vilka ibland blivit starktstörda under provtagning och transport. Medvanliga provtagningsmetoder kan man bevarastrukturen endast i de finkornigare jordarna,där sorptions- och kapillärkrafterna hållersamman proverna. Möjligheterna att mäta kor-rekta deformations- och hållfasthetsparametrari laboratoriet för naturligt lagrade grovkornigajordar är därför begränsade. För inhomogenaprover med sprickor och svaghetszoner är detviktigt att försöken utförs på så stora proveratt inverkan av dessa inhomogeniteter inryms.

I klassisk jordmekanik behandlas deforma-tionsproblemen ofta som om jorden vore ettkontinuerligt linjärelastiskt medium. Jord är iverkligheten, med undantag för de finkorni-gaste jordarterna, ett avgjort diskontinuerligtmedium. Samtliga jordarter har icke-linjäradeformationsegenskaper och dessa är tidsbero-ende. Innehåller jordens porer vatten kan enhydrodynamisk fördröjning inträffa vid ut-pressning eller uppsugning av vatten. Dessut-om uppstår krypdeformationer i jord. En nog-grann kännedom om jords deformationsegen-

skaper fordras och för belastningsfallet rele-vanta parametrar måste användas vid deforma-tionsberäkningarna. För grovkorniga jordar ärdärför in-situförsök att rekommendera framförlaboratorieförsök. För bankar och fyllningardär utläggningsförfarandet kan simuleras, kandock deformationsegenskaperna bestämmas ilaboratoriet. För finkorniga jordar kan defor-mationsegenskaperna bestämmas i laboratorietförutsatt att proverna är ostörda. I dessa jordarär dessutom den hydrodynamiska fördröjning-en så stor att provningen av praktiska skälmåste utföras på små prover.

DeformationstyperDeformationerna delas upp i två huvudgrup-per, en som består av volymändring och ensom består av formändring. Ren volymändringuppstår teoretiskt endast under ett isotroptspänningstillstånd (= lika tryckökning i allariktningar). Då jorden på grund av spännings-historien har olika deformationsegenskaper iolika riktningar är det sällsynta belastningsfallsom resulterar i endast volymändring skilt fråndet isotropa. Ren formändring uppstår i vat-tenmättade prover vid så hastig spänningsänd-ring att inget vatten hinner pressas ut ellersugas upp. Ren formändring under dräneradeförhållanden uppstår endast då jorden befinnersig i en för belastningsfallet kritisk lagring,varmed menas att den skjuvas utan att ändravolym.

Deformationerna i jord beror på förändringar ieffektivspänningarna mellan korn och partik-lar. De vattenoch lufttrycksförändringar somuppstår vid hastiga spänningsändringar inver-kar på så sätt att de fördröjer volymändringar-na. Portrycken påverkar också relationen mel-lan skjuvspänning och effektiv normalspän-ning. Denna relation bestämmer storleken avformändringen, varför minskningar av port-ryck kan fördröja formändringar och poröver-tryck påskynda dessa. Porövertryck kan ledatill stora skjuvdeformationer och brott vidbelastningar som endast skulle ha resulterat imåttliga deformationer om de hade påförts sålångsamt att jorden hunnit dränera bort por-övertrycket.

Deformationsegenskaper


Deformationerna kan vara både elastiska (åter-gående vid avlastning) och plastiska (kvarstå-ende vid avlastning).

Deformationerna kan också delas in i momen-tana och tidsbundna deformationer. De mo-mentana deformationerna består i vattenmätta-de och odränerade jordar av formändring och iövriga fall som regel av både volym- ochformändring. Tidsbundna deformationer bestårav konsolidering och krypning. Med konsoli-dering avses deformation genom volymminsk-ning. I vattenmättade jordar åtföljs volym-minskningen av en vattenutpressning som tillstorleken direkt motsvarar volymminskningen.Man skiljer mellan primär och sekundär kon-solidering. Under den primära konsolidering-en fördröjs volymminskningen hydrodyna-miskt, medan den sekundära konsolideringensker så långsamt att ingen nämnvärd hydrau-lisk gradient uppstår. Krypning ger upphov tillbåde formändring och volymändring. Densekundära konsolideringen består av krypning,som också ingår i den primära konsolidering-en.

Den omlagring av kornen som uppkommervid deformation, speciellt skjuvdeformation,leder i regel till volymändring i jorden. Åtföljsomlagringen av en volymökning sägs jordenvara dilatant och åtföljs omlagringen av envolymminskning sägs jorden vara kontraktant.Förblir volymen konstant under dräneradeförhållanden sägs jorden vara i kritisk lagring.Fast lagrade jordar med låga spänningar ärmest dilatanta.

Inverkan av spänningshistoriapå deformationsegenskapernaOm en jord tidigare varit utsatt för en störrebelastning än den rådande och konsoliderat fördenna, kallas den överkonsoliderad. Dennaöverkonsolidering medför att om belastningeni jorden ökas upp till den tidigare maximalabelastningen uppstår endast mindre deforma-tioner av i huvudsak elastisk natur. För spän-ningar nära förkonsolideringstrycket tillkom-mer dock påtagliga krypdeformationer. Över-skrids den tidigare maximala belastningen blirdeformationerna betydligt större och av plas-tisk natur. Förändringen i deformationsegen-skaper vid överskridande av den tidigare max-imala belastningen är markant för löst lagradefinkorniga jordar men mera måttlig i fasta ochgrovkorniga jordar. Deformationerna vid av-lastning är i huvudsak elastiska. Detta illustre-ras i Figur 28 för ett jordelement som belastasisotropt.

I naturligt lagrade jordar är effektivspänning-arna normalt inte isotropa. Som regel är effek-tiva vertikalspänningen σ´V större än effektivahorisontalspänningen σ´H. Motsatsen gäller istarkt överkonsoliderade jordar. Det maximalavertikaltryck jorden konsoliderat för kallasförkonsolideringstrycket σć. Detta förkonsoli-deringstryck kan förutom direkt last bero påuttorkning, fluktuationer i grundvattennivån,kemiska processer i jorden och/eller långvarigsekundär konsolidering. Om förkonsolide-ringstrycket överensstämmer med rådandevertikala effektivspänning kallas jorden nor-malkonsoliderad. Förutsättningen är dock attporvattentrycket motsvarar ett hydrostatisktvattentryck eller annars är stabilt. I de fallσ´V = σć och porvattentrycket är högre än detstationära pågår primär konsolidering och jor-den är underkonsoliderad. I en underkonsoli-derad jord pågår plastiska deformationer och ien normalkonsoliderad jord medför varje ök-ning av det effektiva vertikaltrycket plastiskadeformationer. Förkonsolideringstrycket ärsåledes en mycket viktig parameter för kom-pressionsegenskaperna i lösa och finkornigajordar.

Förkonsolideringstrycket är den effektiva ver-tikalspänning som inte kan överskridas utanatt plastiska deformationer uppstår. I varjeannan riktning finns en motsvarande gräns-spänning. Vid plan mark är normalt den verti-kala gränsspänningen störst och den horison-tella lägst. Gränsspänningen vinkelrätt mot ettplan som bildar vinkeln α mot horisontalpla-net blir då

ασασσ α2

max2

max sinćos´´ Hc +=

σ´α max =gränsspänning mot planetσć = förkonsolideringstryckσ´Hmax = gränsspänning i horisontalled

Figur 28.Portalsändringar ijordelement sombelastas isotropt.

35Jords egenskaper

I lutande terräng har den maximala gränsspän-ningen ofta en riktning som är förskjuten nå-got från den vertikala mot släntriktningen.

Om den vertikala och den horisontella spän-ningen är huvudspänningar kan tre olika de-formationstyper definieras beroende på spän-ningarnas storlek och inbördes förhållande,Figur 29. Om det inbördes förhållandet mellanstörsta och minsta effektiva huvudspänningenär för stort sker skjuvbrott, vilket medföroändlig formändring. Är de effektiva spän-ningarna lägre än gränsspänningarna, och detinbördes förhållandet lägre än för skjuvbrott,blir deformationerna elastiska. Överskridsgränsspänningarna, men det inbördes spän-ningsförhållandet är lägre än för skjuvbrott,blir deformationerna plastiska men begränsa-de.

solideringsgrad, permeabilitet och kompressi-onsegenskaper.

I grovkorniga jordar uppstår stora portrycks-ändringar endast vid mycket hastiga spänning-sändringar som detonationer och jordbävning-ar. Mindre portrycksändringar kan uppstå vidt.ex. vågkrafter.

I de finkornigaste jordarna ändras volymenobetydligt under laständringen, utom då be-lastningshastigheten är exceptionellt låg.Schematiskt kan portrycksuppbyggnaden be-skrivas som följer. I helt odränerade belast-ningsfall beror portrycksändringen på över-konsolideringsgraden och skjuvspänningsni-vån. Vid spänningsändringar inom det elastis-ka deformationsområdet för vattenmättadejordar ändras portrycket så att medeleffektiv-trycket p´ förblir oförändrat. Medeleffektiv-trycket är medelvärdet av de effektiva huvud-spänningarna σ´x, σý och σ´z,

3

´´´´ zyxp

σσσ ++=

En odränerad isotrop spänningsändring resul-terar således i en lika stor portrycksändring.Ökas endast en huvudspänning, Δσx , ändrasmedelspänningen Δp = Δσx / 3, portrycksänd-ringen Δu blir också Δu = Δσx / 3. Effektiv-spänningen i belastningsriktningen ökar dåmed Δσ´x = 2 Δσx / 3 samtidigt som den mins-kar i de båda andra huvudspänningsriktningar-na Δσý= Δσ´z = - Δσx / 3. Om dessa effektiv-spänningsändringar medför att gränsspänning-en för elastiska deformationer nås i belast-ningsriktningen ändras portrycksutvecklingen.Från och med att den effektiva gränsspänning-en nåtts blir portrycksändringen sådan attgränsspänningen inte överskrids. En ytterliga-re spänningsökning i denna riktning resulterarsåledes i en lika stor portrycksökning. Defor-mationerna ändras också från elastiska tillplastiska. Är skjuvspänningsnivån hög, orsa-kar skjuvdeformationerna ytterligare portryck-sökningar och för jordar med instabil strukturkan portrycksökningen bli väsentligt högre änspänningsökningen efter det att plasticeringpåbörjats, Figur 30.

Om effektivspänningsändringarna i ställetmedför att kriteriet för skjuvbrott nås, ändrasportrycksutvecklingen så att skjuvbrottsvillko-ret vid konstant volym följs. Är jorden över-konsoliderad vill den öka sin volym vid skjuv-brott (dilatant brott). Då volymen hålls kon-stant sjunker i stället portrycken. Deforma-tionerna blir plastiska. Är materialet normal-

Figur 29.Deformationstyper vidolika spänningsrelationeroch spänningsnivåer.

Om huvudspänningsriktningen ändras gällergränsspänningarna mot de plan som huvud-spänningarna verkar i stället för σć ochσ´Hmax.

I grovkorniga jordar är gränsspänningarnasvåra att bestämma eftersom övergången mel-lan elastiska och plastiska deformationer ärdiffus. Strukturen och lagringstätheten i dessamaterial har också oftast skapats av avsätt-ningsförhållanden, skjuvdeformationer ochvibrationer som i dessa jordar påverkar jord-skelettet betydligt mer än direkt last. Kom-pressionsegenskaperna hänförs därför oftasttill lagringstätheten i dessa material.

PortrycksuppbyggnadNär spänningsändringar sker så snabbt att enhydrodynamisk fördröjning av volymändring-en uppstår, ändras trycket i porerna. Tryckänd-ringen är störst i helt vattenmättade jordar ochavtar snabbt med minskande vattenmättnads-grad. Storleken av portrycksändringen berorpå spänningsändringen och jordens överkon-


konsoliderat då skjuvbrottsvillkoret nås, villjorden minska sin volym vid brott (kontraktantbrott) och då volymen hålls konstant ökar istället portrycken, samtidigt som odräneratskjuvbrott inträffar, Figur 31.

DeformationsmodulerTryckmodulenTryckmoduien K definieras genom sambandet

VpK

δδ ´= (tangentmodul)

eller

VpK

ΔΔ= ´

(sekantmodul)

därp´ = σ´1 = σ´2 = σ´3 = effektivt isotropt tryckV = ε1 + ε2 + ε3 = relativ volymändring

Tryckmodulen för plastiska deformationer kanuttryckas empiriskt genom sambandet

α−

⎟⎟⎠

⎞⎜⎜⎝

⎛⋅=

1

´´´j

jm pppKK

därKm = tryckmodultaletα = spänningsexponentenP´j = isotropt jämförelsetryck

Värden på Km och α bestäms genom isotropatriaxialförsök under dränerade förhållanden.Tryckmodulen bestäms sällan i Sverige mendäremot ofta utomlands.

Figur 30.Effektivspänningsändringoch portrycksändring vidodränerad ökning avvertikalspänning medan deyttre horisontella spänning-arna hålls konstanta.Proven lätt överkonsolide-rade. A = Normalsensitivlera. B = Löst lagrad sandoch vissa högsensitivaleror.

Figur 31.Effektiv spänningsändringoch portrycksändring vidodränerad ökning avvertikaltrycket i leror medolika över konsoliderings-kvoter.A. Starkt överkonsolideradB. ÖverkonsolideradC. Svagt överkonsoliderad

Vändpunkten på skjuvbrottlinjen då materialetvare sig vill öka eller minska sin volym (kri-tisk lagring) inträffar då den effektiva spän-ningen är ungefär 0,8 ggr gränsspänningen istörsta huvudspänningsriktningen.

Negativa portryck begränsas ofta av jordenskapillaritet och att gas som varit löst i porvatt-net frigörs.

Utjämning av porövertryck beror på jordenspermeabilitet och kompressionsegenskaper. Igrovkorniga material går den mycket snabbt. Ide finkornigaste jordarna utjämnas som regelporövertrycket relativt snabbt tills effektiv-spänningarna nått gränsspänningarna. De där-efter kvarstående porövertrycken tar mycketlång tid för att utjämnas. Utjämningstidenväxer med kvadraten på dräneringsvägenslängd.

Utjämning av porundertryck beror på jordenspermeabilitet och svällningsegenskaper menockså på tillgången på fritt vatten.

Då det till en början kan vara svårt att tänkasig in i portrycksuppbyggnad och spännings-vägar har dessa illustrerats för några vanligabelastningsfall i APPENDIX.

Figur 32.Spänning och deformationvid bestämning av tryck-modulen.

Skjuvmodulen GMed skjuvmodulen G avses förhållandet mel-lan skjuvspänning τ och vinkeländring γ videnkel skjuvning, Figur 33.

δγδτ=G (tangentmodul) eller

γτ

ΔΔ=G (sekantmodul)

Δ

Δ

Δ

37Jords egenskaper

Bestämningen av skjuvmodulen kan göras iskjuvapparat, varvid provets volym bör hållaskonstant.

Skjuvmodulen minskar med ökande deforma-tion och spännings-deformationskurvan får etti stort sett hyperboliskt förlopp, Figur 34

r

GG

γγ+

=1

0

G0 = initiell skjuvmodulγr = referensdeformation τmax/G0τmax = skjuvhållfasthet

Sambandet varierar något för olika typer avjord och empiriskt kan skjuvmodulen uttryck-as enligt

h

GGγ+

=1

0

där

⎥⎦

⎤⎢⎣

⎡⎟⎟⎠

⎞⎜⎜⎝

⎛+= −

r

b

r

eahγγ

γγγ 1

modifierad hyperbolisk skjuvdeformation.a och b är materialkonstanter.e är portalet

Typiska värden på a och b ges i Tabell 25.

Jordart a bTorr sand -0,5 0,16Vattenmättad sand 0 0,16Vattenmättad lera 1 1,3

Initialmodulen G0 ökar med ökande normal-spänningar och med minskande portal. Speci-ellt i leror ökar den också med ökande över-konsolideringskvot.

Empiriskt kan initialmodulen uppskattas ur

2

5,0

0 7,03,0)´(625

epOCRG a

k

+= σ

där pa är atmosfärstrycket (100 kPa) och k enfaktor som varierar med jordens plasticitetsin-dex från 0 för friktionsjord till max 0,5 förmycket högplastisk kohesionsjord medIP > 80 %.

Skjuvmodulen för stora deformationer kannågorlunda bestämmas i skjuvapparat. Förbestämning av G0 vid små deformationer er-fordras försök med skjuvvågsmätning med”bender elements” eller mätning av resonans-frekvens i ”resonant column” försök. De sena-re kan bestå av enkla RC(FF)-försök (resonantcolumn free-free) eller mer avancerade försöki resonant column apparat, med vilken ocksåskjuvmodulens förändring vid töjningar inomett begränsat område kan mätas.

För normalkonsoliderad och lätt överkonsoli-derad lera kan den initiella skjuvmodulen upp-skattas ur den odränerade skjuvhållfasthetencu och flytgränsen wL

L

uNC w

cG 504)(0 ≈

För överkonsoliderad lera korrigeras den såutvärderade initialmodulen enligt:

Figur 33.Spänning och deformationvid bestämning av skjuv-modulen G.

Figur 34.Skjuvmodulens variationmed deformationen (efterHardin och Drnevich,1972).

Tabell 25.Typiska värden förkonstanterna a och b.


En bättre bestämning av G0 för naturlig jordkan göras genom mätning av skjuvvågsutbred-ning med seismik i fält.

Elasticitetsmodul E ochkontraktionstalet νElasticitetsmoduler och kontraktionstal förjord är ofta rent fiktiva. Att man ändå försökerbestämma dessa beror på elasticitetsteorinsanvändbarhet och att den, använd med rele-vanta parametrar, ger god överensstämmelsemellan beräknade och uppmätta deformatio-ner.

Elasticitetsmodulen E och kontraktionstalet νhärleds ur skjuvmodulen G och tryckmodulenK och blir då

KGKG

KGGE

3/223/21

3/13

+−=

+=

ν

Vilket ger E =2G(1+ ν)

För ett inkompressibelt material (K = ∞), t exvattenmättad jord under odränerade förhållan-den, är E = 3G och ν = 0,5.

Kompressionen blir

[ ]

[ ]

[ ])´´(´1

)´´(´1

)´´(´1

yxzz

zxyy

zyxx

E

E

E

σσνσε

σσνσε

σσνσε

+−=

+−=

+−=

Elasticitetsmodulen för jordskelettet kan be-stämmas genom dränerade triaxialförsök därσ´2 och σ´3 hålls konstanta och σ´1 ökas, Fi-gur 35. Man utvärderar då

1

1

δεδσ=E (tangetmodul) eller

1

1

εσ

ΔΔ=E (sekantmodul)

Spännings-deformationskurvan blir liksom vidbestämning av skjuvmodulen en hyperboliskfunktion.

Sekantmodulen (från ε = 0 till ε1) kan skrivassom

10

0

1 εEbEE

+=

och tangentmodulen vid ε = εl som (KondnerDuncan m.fl.)

2

10

0

)1( εEbEE

+=

Bestämning av E0 och b framgår av Figur 36.

Kontraktionstalet ν kan bestämmas ur sammaförsök som förhållandet mellan deformatio-nerna i huvudspänningsriktningarna.

1

3

εεν

ΔΔ−=

där kompressioner räknas som positiva.

Figur 35.Spänning och deformationvid bestämning av elastici-tetsmodul och kontrak-tionstal.

)(0)(0 )log(4,01(NCOC OCRGG −≈ )(0)(0 4,0 NCOC GG ≥

Figur 36.Bestämning av parametra-ma E0 och b, ingående iuttrycket för elasticitets-modulen E.

)

39Jords egenskaper

Kompressionsmodulen M(ödometermodulen) ochkompressionsindex CCVid beräkning av sättningar i jord på grund avlast på markytan används som regel kompres-sionsmodulen M. Kompressionsmodulen be-stäms genom att det effektiva vertikaltrycket iett prov ökas samtidigt som deformationer ihorisontalled förhindras. Detta motsvarar för-hållandet vid en utbredd last på markytan elleren grundvattensänkning, Figur 37.

I Sverige infördes i början av 1950-talet kom-pressionsindex ε2. Detta definierades som denrelativa kompressionen vid en fördubbling avlasten. ε2 används inte längre men förekom-mer ofta i äldre undersökningar och rapporter.

Mellan CC och ε2 råder sambandet

Kompressionsmodulen M definieras vanligengenom sambandet

(tangentmodul)

där ν betecknar vertikal, eller alternativt

(sekantmodul)

I båda fallen gäller att inga horisontaldefor-mationer tillåts.

Mellan kompressionsmodul, elasticitetsmoduloch tryckmodul råder sambanden

Figur 37.Spänning och deformationvid bestämning avkompressionsmodul.

Enligt äldre praxis ritas spännings-deforma-tionskurvan för leror upp i ett halvlogaritma-tiskt diagram där det vertikala effektivtrycketavsätts i logaritmisk skala och portalet ellerrelativa kompressionen i linjär skala, Figur 38.

I detta diagram blir en del av kurvan i det när-maste rät då effektivtrycket är större än för-konsolideringstrycket σć. Ur lutningen avdenna del bestäms kompressionsindex. Kom-pressionsindex CC definieras av sambandet

Figur 38.Spännings-deformations-kurvor för lera medvertikaltrycket i logskala.

v

vMδεδσ´=

v

vMεσ

ΔΔ= ´

ν

ν+

−=1

)1(3KM

´´´log

σσσ Δ+

Δ−= eCC

0

2

12log eCC

+=ε


( )νν

ν21)1()1(

−+−= EM

Tangentmodulen kan för plastiska deformatio-ner skrivas

β

σσσ

−

⎟⎟⎠

⎞⎜⎜⎝

⎛=

1

´´´j

jmM

(Odhe, Janbu, Brinch-Hansen m fl)

därm = kompressionsmodultaletβ = spänningsexponentσ´ = effektivt vertikaltryckσ´j= jämförelsetryck, som regel 100 kPa.

Typiska värden på m och β ges i Figur 39 ochi Figur 40.

Sambandet β

σσσ

−

⎟⎟⎠

⎞⎜⎜⎝

⎛=

1

´´´j

jmM används i

Sverige huvudsakligen för grovkorniga jordar-ter. Närmare studier av spännings-deforma-tionskurvorna för svenska leror har visat attuttrycket för kompressionsmodulen varierarmed spänningsnivån, Figur 41.

l spänningsintervallet 0 < σ´< σć är modulenkonstant M = M0. I spänningsintervalletσć < σ´< σ´L är modulen också konstantM = ML. I spänningsintervallet σ´ > σ´L ökarmodulen med spänningen och kan skrivasM = ML + M´(σ – σ´L) där M´ är kompres-sionsmodultalet (≠ m).

Värdet av M´ beror främst på jordens portaloch för vattenmättade leror har man funnitsambandet M´ ≈ 4,5 + 6/wN. Sambandet hardock stor spridning.

Storleken av kompressionsmodulen för plas-tiska deformationer beror främst på jordensportal. De fasta kornen och partiklarna är istort sett inkompressibla även om de kan bry-tas och krossas. Det är alltså främst porernasom pressas samman. Grovkorniga jordar harsom regel en lagringstäthet som motsvararmycket höga förkonsolideringstryck, menäven vid förstagångsbelastning ökar moduler-na mycket snabbt med ökande belastning, var-för kompressionerna blir relativt små. Utsättsjordarna för vibrationer kan dock sättningarnabli betydande. Kompressionsmodulen sjunkermed minskande kornstorlek. Siltjordar kan harelativt höga portal, speciellt om de är organis-ka och/eller leriga.

Figur 40.Vattenkvotens inflytandepå m i lera (från Janbu,1970).

Figur 39.Porositetens inflytande påm och β. Principskisser(från Janbu, 1970).

Figur 41.Spännings-deformations-samband och kompres-sionsmoduler för lera.

wNNATURLIG VATTENKVOT wN

41Jords egenskaper

Vattenmättade lerors kompressibilitet kan rela-teras till vattenkvoten. Högplastiska leror harförmågan att hålla mycket vatten och blir där-med ofta högkompressibla. Organiskt innehållökar ofta portalet och kompressibiliteten. Demest kompressibla jordarna är de organiskadär porvolymen kan vara över 95 % av totalavolymen. Dessa jordar kan pressas ihop till enbråkdel av sin ursprungliga volym.

KonsolideringEndimensionell primär konsolideringMed primär konsolidering menas volym-minskning som sker med hydrodynamisk för-dröjning. Vid momentan ökning av vertikal-trycket i en vattenmättad jord ökar vatten-trycket i porvattnet. Är jorden normalkonsoli-derad blir portrycksökningen lika stor somvertikaltrycksökningen. Denna portryckök-ning ger också upphov till en hydraulisk gra-dient då trycknivåerna vid jordens dräneradeändytor är lägre. Vid utbredd belastning antassom regel att den vattenströmning som då star-tar är endimensionell, dvs. att all vattenström-ning sker uppåt till markytan och eventuelltnedåt om jorden kan dränera i botten genompermeabla jordlager. Allteftersom porvattnetpressas ut minskar jordens volym. Samtidigtöverförs den del av lasten som burits av por-övertrycket successivt till kornskelettet somett effektivtryck och portrycket minskar. Tids-förloppet för denna vattenutpressning beräk-nas ofta med konsolideringskoefficienten cv.Konsolideringskoefficienten beror på permea-biliteten k och kompressionsmodulen M ochskrivs

wv

Mkcγ

=

Tiden för en viss portrycksutjämning (konsoli-deringsgrad) beräknas sedan ur

vv c

hTt2

=

därTv = tidsfaktor, funktion av konsoliderings-

grad och dräneringsfallh = jordlagrets tjocklek(vid dubbelsidig

dränering halva tjockleken)

Med konsolideringsgrad avses hur stor del avporövertrycket som har utjämnats. Konsolide-ringsgraden betecknas U. Vid enklare beräk-ningar antas att modulen är konstant, varför Uockså kan beteckna hur stor del av slutkom-pressionen, vid 100 % primärsättning, som

uppnåtts (utan beaktande av krypdeformatio-ner).

Tidsfaktorn Tv fås för ödometerfallet ur Fi-gur 42.

Vid användande av cv och Tv görs ett antalförenklade antaganden om att jorden är vatten-mättad och homogen, vattenflöde och defor-mation endast sker i en riktning, Darcys laggäller, k och M är konstanter och att samban-det mellan effektivspänning och portal är obe-roende av tiden. Dessa förenklingar kan an-vändas för kortvariga tidsintervall med smådeformationer, men stora fel kan uppstå vidberäkning av långvariga förlopp i kompres-sibla jordar.

Förbättrade beräkningsmetoder som tar hän-syn till de ingående parametrarnas variationeroch den invävda sekundära kompressionenfinns och bör användas för beräkning av sätt-ningsförlopp i finkornig kompressibel jord.

Sekundär konsolideringMed sekundär konsolidering avses tidsbundenvolymminskning under konstant spänning,som sker så långsamt att ingen hydraulisk gra-dient uppstår. Sekundär konsolidering är enkrypdeformation som pågår också under pri-märkonsolideringen, varför uppdelningen iprimär och sekundär konsolidering är fiktiv.Den sekundära konsolideringen utvärderas iregel genom att tid-sättningskurvan efter enlastökning studeras, Figur 43.

Figur 42.Tidsfaktor Tv somfunktion av medelkon-solideringsgraden U.


Efter att den hydrodynamiska fördröjningenupphört övergår tid-sättningskurvan, där tidenär i logaritmisk skala och kompressionen ilinjärskala, till att bli en någorlunda rät linje.Lutningen av denna linje ökar med ökandeportal och minskande kornstorlek. Den varie-rar också med den aktuella spänningens för-hållande till förkonsolideringstrycket. Då ti-den till full portrycksutjämning är mycket korti högpermeabla material är nästan alla tids-bundna deformationer i grovkorniga jordarsekundärdeformationer. I filttorv och mellan-torv är större delen av de tidsbundna deforma-tionerna ofta sekundärdeformationer. För övri-ga jordar beror inverkan av den sekundäradeformationen av laststegets storlek, spän-ningsnivån, dräneringsförhållanden och vilkettidsperspektiv som beaktas.

I grovkorniga jordar som grus och sand upp-står den största delen av totalsättningen vidsjälva belastningen och sekundärdeforma-tionerna därefter är begränsade och kan somregel uppskattas med schablonmetoder. Ettundantag är sprängsten där de sekundära de-formationerna kan vara av samma storlek sominitialsättningen. I finkornig lös jord är sekun-därdeformationerna ofta stora, och vid spän-ningar nära förkonsolideringstrycket kan demed tiden utgöra huvuddelen av sättningarna.Innehåller jorden organiskt material kan se-kundärsättningarna bli mycket stora.

KrypdeformationerVid sidan av den tidsberoende volymdeforma-tionen, som i ödometerfallet till viss del bestårav formändring, uppstår tidsbundna formänd-ringar på grund av skjuvspänningar. Samban-det mellan ändring av deviatorspänningΔ(σl –σ3) och deformationshastighet ε kanuttryckas genom sambandet

cmt

k )( 311 σσε −Δ=•

inom det elastiska spänningsområdet.

Når största effektiva huvudspänningen gräns-spänningen ändras sambandet till

cmt

ck −−Δ=• )( 312 σσε

Parametrarna k1, k2, c och mc är mått på jor-dens krypegenskaper.

En förutsättning för ekvationernas giltighet äratt krypdeformationerna inte genom nedbryt-ning av strukturen och/eller portrycksupp-byggnad leder till brott.

För en viss given deviatorspänning underbrottvärdet råder ett rätlinjigt samband mellanln ε och ln t, Figur 44.

Krypparametrarna varierar med belastningsfalloch måste bestämmas genom simulering avdet verkliga belastningsfallet.

Krypdeformationer är mycket påtagliga i fru-sen jord.

Figur 43.Tid-sättningskurvaför ett laststeg.

Figur 44.Samband mellankryphastighet och tidvid samma deviator-spänning.

Bestämning avkompressionsegenskaperKompressionsegenskaperna i finkornig jordbestäms vanligtvis i laboratorium. De vanli-gaste försöksmetoderna är ödometerförsök,kompressometerförsök och triaxialförsök.Ödometerförsöket används för finkorniga jor-darter och kompressometerförsöket för meragrovkorniga. Triaxialförsök kan användas föralla jordarter.

Kompressionsegenskaperna i naturlig grov-kornig jord uppskattas normalt ur sonderings-motstånd eller bestäms med fältförsök.

ÖdometerförsökÖdometerförsöket används rutinmässigt påostörda prover av finkorniga jordar som upp-

•

•

43Jords egenskaper

tagits med standardkolvprovtagare. Ett provmed diametern 50 mm och höjden 20 mm pla-ceras i en ring. Ringen med provet läggs på enfiltersten och på provet placeras en stämpelmed filtersten som passar i ringen, Figur 45.

tangenten. Ödometerkurvans ”räta del” för-längs och skärningspunkten med bisektrisenmotsvarar empiriskt förkonsolideringstrycket.Kompressionsindex CC bestäms därefter förkurvans ”räta del” Figur 46.

Last-sättningskurvan från stegvisa försök skallockså uppritas med last och deformation i lin-jära skalor. Detta ger en kontroll av att detutvärderade förkonsolideringstrycket motsva-ras av en verklig förändring i kompressions-egenskaperna samt möjlighet till utvärderingav kompressionsmodulen och dess variation.

Tid-deformationskurvorna för vattenmättadejordar ritas med tiden antingen i logaritmiskeller kvadratrotsskala och vertikaldeformatio-nen i linjärskala. Då tiden uppritas i kvadrat-rotsskala, Figur 47, utgör kurvans första del enrät linje. En rät linje med samma utgångspunktmen med 1,15 gånger större abskissa dras.Skärningspunkten mellan denna och tid-sätt-ningskurvan motsvarar 90 % konsolidering.U90, U50 och t50 konstrueras och konsolide-ringskoefficienten cv beräknas enligt

50

250197,0

thcv =

där0,197= tidsfaktorn för 50 % konsolideringh50 = halva provhöjden vid U50 (dubbelsidig

dränering)

Figur 45.Ödometer.

Provet kan sedan belastas stegvis eller pressassamman med konstant deformationshastighet.Vid stegvis belastning fördubblas vertikallas-ten varje dygn. Efter lastpåläggningen avläsesdeformationen efter bestämda tidsintervall.Tid-sättningskurvan för varje laststeg och last-deformationskurvan uppritas. Vid uppritning-en av den senare används deformationen efter24 timmars lastpåliggning.

Last-sättningskurvan uppritas med vertikal-trycket i logaritmisk skala och portalet ellervertikaldeformationen i linjärskala.

Förkonsolideringstrycket σć utvärderas ge-nom att en tangent dras till kurvan i dess mestkrökta punkt. En horisontell linje dras fråntangeringspunkten och därefter en bisektris tillvinkeln mellan den horisontella linjen och

Figur 46 (vänster spalt).Utvärdering av förkonso-lideringstryck σć ochkompressionsindex CC.

Figur 47.Utvärdering av konsolide-ringskoefficienten cv enligtTaylor).

Ritas tiden i logaritmisk skala, Figur 48, kon-strueras U0 ur parabelformen hos kurvans be-gynnelsedel. U100 konstrueras som skärnings-punkten mellan tangenten till kurvans inflex-ionspunkt och förlängningen av kurvans räta

PO

RTA

L Δe

σ´+Δσ´


slutdel. t50 och h50 bestäms och cv beräknas.Den sekundära konsolideringskoefficientenbestäms genom att lutningen av kurvans rätaslutdel αs = δε/δlogt mäts.

Figur 48.Utvärdering av konsoli-deringskoefficient cv(enligt Casagrande) ochsekundärsättningskoeffi-cient αs.

Figur 50 (höger spalt).Utvärdering av ödometer-försök med konstantdeformationshastighet.

Ödometerförsök med konstant deformations-hastighet (CRS) är numera vanligast. I dessaförsök placeras ödometern i en press somkomprimerar provet med konstant deforma-tionshastighet. Dräneringen från filterstenen iprovets underyta stängs och i stället mäts por-trycket som utbildas. Under försöket avläsestid, last, deformation och porvattentryck i pro-vets underyta kontinuerligt. Detta sker auto-matiskt och mätvärdena databehandlas ochuppritas som kontinuerliga kurvor över kom-pressibilitet och permeabilitet, Figur 50.

Förkonsolideringstrycket utvärderas ur kurvanför effektivt vertikaltryck mot relativ kom-pression. Kurvan börjar som en rät linje somefter att ha böjt av nedåt övergår i en ny rätlinje. De räta linjerna dras ut och en likbenttriangel skrivs in mellan dessa och kurvanmed basen mot kurvan. Skärningspunktenmellan triangelns bas och den övre räta linjenmotsvarar σć. Hela den efterföljande kurvanparallellförflyttas därefter med spänningen cså att den går genom punkten för det utvärde-rade förkonsolideringstrycket. Denna korrek-tion beror på att kurvans läge är hastighetsbe-

Figur 49.CRS-försök.

45Jords egenskaper

roende. Därefter utvärderas modulen för denräta kurvdelen efter förkonsolideringstrycketML, gränstrycket där modulen börjar öka σ´Lsamt relationen mellan modulökning och ef-fektivspänningsökning M´. Ur dessa försök fåsockså permeabiliteten som funktion av kom-pressionen. (Utvärderingen av σć är någotberoende av skalorna på axlarna varför denutförs i standardiserat diagram med 1 cm mot-svarande 10 kPa effektivt vertikaltryck och 1cm motsvarande 1 % kompression.)

Motsvarande moduler kan utvärderas för detstegvisa ödometerförsöket då resultaten fråndetta uppritas i linjära skalor.

Modulen före förkonsolideringstrycket MOutvärderad ur ödometerförsök blir som regelär för låg. Därför används praktiskt empiriskavärden som MO ≈ 250 cu.

KompressometerförsökI kompressometerförsöken är ödometerringenersatt av ett antal ringar som är placerade medinbördes mellanrum så att de kan följa medvid provets kompression utan att ge upphovtill friktionskrafter.

Då kompressometern nästan uteslutande an-vänds för grovkorniga torra eller naturfuktigajordar är det endast i undantagsfall man an-vänder sig av filterstenar och gummimembraninvändigt i ringarna. Laststegen i kompres-sometern är vanligen en successiv fördubblingav lasten. För grova friktionsmaterial är last-stegens varaktighet kort (5 – 10 min). Resulta-ten brukar uppritas i dubbellogaritmiska dia-gram där m och β utvärderas enligt Figur 51.

Figur 52.Principskiss av triaxialap-parat samt bild avtriaxialcell.

Figur 51 (vänster spalt).Bestämning av paramet-rarna m och β i falletβ > 0. Streckad kurva ärritad direkt på basis avförsöksvärdena. TilläggetΔε väljs så att sambandetlogε/logσ´ blir rätlinjigt(från Andreasson, 1973).

TriaxialförsökVid triaxialförsök kan kompressionsmodulenbestämmas genom variation av celltrycket såatt horisontaldeformation hindras. En vanliga-re användning av triaxialapparaten är dock attbestämma kompressionsegenskaperna vid be-lastningsfall och deformationsvillkor som av-viker från ödometerfallet. Vid höga skjuvspän-ningar då belastningen är nära brottlasten, blirvertikaldeformationerna betydligt större än iödometerfallet. Detta kan simuleras och mätasi triaxialapparaten. I denna kan också tryck-modulen, elasticitetsmodulen och kontrak-tionstalet mätas, Figur 52.


AllmäntSkjuvhållfastheten i jord beror i huvudsak påfriktionskrafter. Även cementering och andrabindningskrafter kan förekomma. Med friktionavses här krafter som är en direkt funktion aveffektivspänningsnivån i jorden.

Man skiljer på dränerad och odränerad skjuv-hållfasthet beroende på belastningsfall ochjordens konsolideringsegenskaper. I grovkor-niga jordar är endast den dränerade hållfasthe-ten av intresse utom vid stötbelastningar somjordbävningar och vågkrafter. I mera finkorni-ga jordar uppstår varaktiga portrycksändringarsom påverkar effektivtrycket efter belastning-en och direkt efter spänningsändringen är denodränerade skjuvhållfastheten dimensioneran-de (korttidshållfasthet). Med tiden utjämnasportrycket och den dränerade hållfasthetenkommer att gälla (långtidshållfasthet).

Dränerad skjuvhållfasthetDen dränerade skjuvhållfastheten beror främstav jordens friktionsvinkel, deformationsegen-skaper och spänningsnivån i jorden. Om spän-ningsnivån i förhållande till deformationsegen-skaperna är sådan att provets volym vid skjuv-ning är konstant, sägs jorden vara i kritisklagring och skjuvhållfastheten kan skrivas

cvf 'tan' φστ ⋅=

därτf = skjuvhållfasthetσ´ = effektivtryck vinkelrätt mot brottplanetφćv = friktionsvinkel vid kritisk lagring

Storleken av φćv beror på ingående mineraloch i någon mån av kornform. Skarpkantadeoch oregelbundna korn har något högre φćv änrunda och jämna. φćv är i storleken 33o förkvartssand och 37o för sand med huvudmine-ralet fältspat. Fast lagrade eller överkonsolide-rade jordar ökar sin volym vid skjuvning (di-laterar). Då fordras ett större arbete för attåstadkomma skjuvning än vid konstant volymeftersom expansionsenergin tillkommer. Mot-svarande minskar löst lagrade och normalkon-soliderade jordar (kontraktanta) sin volym och

arbetet som fordras för skjuvning är mindre änför skjuvning vid konstant volym. Detta med-för att friktionsvinkeln φ´ blir spänningsbero-ende, vilket tillsammans med eventuella spän-ningsoberoende hållfasthetsbidrag gör att jor-dens dränerade hållfasthet inte generellt kanuttryckas

'tan' φστ ⋅=f

där φ´ är en konstant utan i stället ofta får skri-vas 'tan'' φστ ⋅+= cf

där c´ och φ´ gäller för ett begränsat effektiv-spänningsintervall, Figur 53.

Skjuvhållfasthet

Figur 53.Dränerade hållfasthets-parametrar för sand.

För sand och grövre jord fordras relativt storaförändringar i spänningsnivån för att kraftigtförändra parametrarna och ofta anges bara enfriktionsvinkel för dessa. En generell beskriv-ning av hållfastheten i dessa material fordrardock att friktionsvinkeln varieras med bådelagringstäthet och spänningsnivå.

För att mobilisera skjuvhållfastheten krävs enviss deformation. Storleken av denna beror påvolymändringens storlek. För dilatanta jordarär deformationen till brott relativt liten(γ ≈ 0,01 radian). Brottdeformationen ökarmed ökande volymminskning, Figur 54.

För fast lagrade jordar sjunker skjuvhållfast-heten efter att brott passerats. Oberoende avlagringstätheten vid försökets början uppnåsvid mycket stor skjuvdeformation samma resi-dualvärde φ´ = φćv då volymändringarna upp-hört.

47Jords egenskaper

Mellan mobiliserad friktionsvinkel φ´mob viden viss deformation och φćv råder approxima-tivt sambandet

δγδφφ V

cvmob −= 'tan'tan

därtan φ´mob = τ/σ´ vid skjuvdeformationen γτ = skjuvspänningδV/δγ = förhållandet mellan relativ volym-

minskning och skjuvdeformationvid skjuvdeformationen γ (tangent)

Då deformationen vid dränerat brott i finkor-niga, kontraktanta material är mycket större änvad som normalt kan accepteras för konstruk-tioner, används ofta ett deformationskriteriumför brott. Den dränerade skjuvhållfasthetenför en lera vid direkt skjuvning enligt olikadeformationskriterium för brott visas i Fi-gur 55.

Det vanligen använda brottkriteriet är att brottutvärderas vid 0,15 radianers skjuvdeforma-tion eller vid maximal skjuvspänning om den-na inträffar tidigare.

I Figur 55 ses tydligt inverkan av tre deforma-tionstyper. Vid låga normalspänningar nårspänningarna brottvillkoret utan att passeranågon gränsspänning för elastiska deformatio-ner. Ligger normaltrycket mellan ungefärhalva förkonsolideringstrycket och σć, är pro-vet först överkonsoliderat och gränsspänning-arna nås först vid en viss skjuvspänning. Ärvertikala effektivtrycket lika med förkonsoli-deringstrycket eller detta överskrids är alladeformationer plastiska. De dränerade håll-fasthetsparametrarna för finkorniga jordarbeskrivs lämpligen för dessa tre spänningsin-tervall, med angivande av om verkligt brottinträffat eller vid vilken deformation brottutvärderats.

Friktionsvinkeln för grovkorniga jordar vidbrott uppskattas ofta genom erfarenhetsvärdenmed hänsyn till kornform, gradering och lag-ringstäthet och med en viss försiktighet för attde med säkerhet skall kunna användas viddimensionering av grundläggningar. Sådanaempiriska värden redovisas i Tabell 27.

Vid plant deformationstillstånd ökar värdet påfriktionsvinkeln. Ökningen beror av lagrings-täthet, spänningsnivå och kornform. Detalje-rade samband för friktionsvinkeln i olika frik-tionsjordar vid olika spänningstillstånd pre-senteras i SGI Information 8.

Friktionsvinklar i grus, sand och grovsilt ut-värderas normalt ur sonderingsresultat.

Några riktvärden för finkorniga jordar kan integes eftersom φ´ beror på deformationskriteri-um, spänningsintervall och belastningstyp. Föröverkonsoliderade svenska finkorniga jordar,

Figur 54.Typiska försöksresultatfrån dränerade skjuvför-sök.

Figur 55.Dränerad skjuvhållfastheti finkorniga jordar.

Tabell 27.Empiriska överslagsvär-den på friktionsvinkeln φ´hos olika friktionsjordar.

Lagrings- Jordarttäthet Sand Grus Sandmorän Grusmorän Makadam SprängstenLöst lagrad 28 30 35 38 30 40Fast lagrad 35 37 42 45 38 45


där gränstrycken för elastiska deformationerinte överskrids, kan normalt en friktionsvinkelav minst 30o och c´ = 0,03 σć användas, utomför lera med sprickor där c´ = 0. I övriga fallär det normalt den odränerade skjuvhållfasthe-ten som är den dimensionerande hållfastheteni vattenmättade finkorniga jordar. Vid bestäm-ning av hållfasthet i sprickiga och inhomogenaprover är det viktigt att proverna är så stora attinverkan av inhomogeniteterna inryms i resul-tatet.

För organiska jordar är φćv ofta i storleksord-ningen 30o – 35o.

Höga skjuvspänningar i dilatanta jordar kanmed tiden leda till krypbrott då krypdeforma-tionerna ändrar strukturen. I kontraktanta jor-dar medför krypningen större deformationer.

Dränerad skjuvhållfasthet i ickevattenmättad jord ovanförgrundvattenytanI jord ovanför grundvattenytan råder negativaporvattentryck på grund av kapillärkrafterna. Imellansand och grövre jord är dessa som regelförsumbara, men speciellt i silt där grund-vattenytorna kan ligga lågt samtidigt somkapillariteten kan vara hög kan inverkan av denegativa portrycken vara betydande.

Inom den kapillärt helt vattenmättade zonen,som motsvarar den undre kapillära stighöjden,blir den dränerade skjuvhållfastheten

´ ( ) tan ´f wc uτ σ φ= + −

Eftersom porvattentrycket uw är negativt, blireffektivtrycket σ´ =(σ – uw) större än total-trycket σ.

Ovanför den vattenmättade zonen sjunker vat-tenmättnadsgraden samtidigt som porvatten-trycket sjunker ytterligare (det negativa tryck-et ökar). Den dränerade skjuvhållfastheten blirdå

τf = c´+(σ – Sγuw)tan φ´

där Sr är vattenmättnadsgraden. Det effektivanegativa portrycket, ueff = Sr · uw, är tämligenkonstant inom ett stort intervall för vatten-mättnadsgraden och motsvarar här ungefär detnegativa vattentryck som råder vid gränsen förden undre kapillära stighöjden.

Odränerad skjuvhållfasthetOdränerad skjuvhållfasthet ivattenmättad jordDå en vattenmättad jord belastas så snabbt attjorden inte hinner konsolidera, uppstår por-trycksändringar som påverkar effektivtrycket.Som visats under ”Deformationsegenskaper– portrycksuppbyggnad” (sid 35 – 36) kandessa portryck och resulterande effektivtryckberäknas genom kännedom om gränsspän-ningarna för elastiska deformationer och φćv,Figur 56.

Figur 56.Spänningsväger vidodränerad ökning avvertikalspänningen.A=Normalkonsoliderad,B=Lätt överkonsoliderad,C = Överkonsolideradoch D = Starkt överkon-soliderad jord.

I helt odränerad finkornig jord medför dessaportrycksändringar att effektivspänningarnavid brott blir ungefär desamma oavsett vilkaspänningar som rådde i jorden före belastning-en.

Den odränerade skjuvhållfastheten för vatten-mättade jordar brukar därför uttryckas som

τfu = cu

där τfu betecknar hållfastheten vid odräneradeförhållanden och cu är beteckningen för odrä-nerad skjuvhållfasthet, vilken förenklat oftaantas ha ett konstant värde för den aktuellaprovpunkten och nivån i jorden.

Då den största huvudspänningen är vertikal, ärdet förkonsolideringstrycket som avgör vidvilken effektivspänningsnivå brottet inträffaroch därmed också storleken av den odräneradeskjuvhållfastheten. Verkar den största huvud-spänningen i någon annan riktning blir detgränsspänningen, vinkelrätt den yta mot vil-ken största huvudspänningen verkar, som bliravgörande för den odränerade skjuvhållfasthe-tens storlek. Då gränsspänningarna varierarmed riktning enligt en sinusfunktion blir också

49Jords egenskaper

den odränerade skjuvhållfasthetens variationmed riktning sinusformad.

Figur 57 visar variationen av skjuvhållfasthet inormalfallet där den vertikala gränsspänning-en är största gränsspänningen.

Man skiljer normalt på aktiv skjuvhållfasthetdär största huvudspänningen är vertikal, pas-siv skjuvhållfasthet där största huvudspän-ningen är horisontell och skjuvhållfasthetenvid direkt skjuvning i en horisontell glidyta.

Förhållandet mellan största och minsta gräns-spänningen är normalt en funktion av flytgrän-sen, alt. plasticitetstalet. Den aktiva skjuvhåll-fastheten är i stort sett oberoende av flytgrän-sen, men både passiv skjuvhållfasthet ochhållfastheten vid direkt skjuvning påverkasstarkt av flytgränsen. Typiska värden på odrä-nerad skjuvhållfasthet för skandinaviska illi-tiska leror visas i Figur 58.

I de flesta naturliga odränerade brott finnsaktiva zoner, passiva zoner och zoner meddirekt skjuvning. Den odränerade skjuvhåll-fastheten från direkt skjuvning ansluter rela-tivt väl till medelvärdet av de olika skjuvhåll-fastheterna och är den mest användbara. Vidöverslagsberäkningar brukar detta värde an-vändas oavsett belastningsfall.

Brottdeformationernas storlek i odräneradefall beror på överkonsolideringskvoten.

I normalkonsoliderade finkorniga jordar in-träffar odränerat brott efter en relativt litendeformation, Figur 59. Vid snabba förlopp fåsett markerat toppvärde vid brott. Hållfasthe-ten sjunker sedan snabbt med ökande defor-mation ned till en viss nivå, varefter hållfast-hetsminskningen med deformation går lång-sammare. Sker skjuvningen mycket långsamtfås inget lika markerat toppvärde, utan skjuv-spänningen når upp till sitt största värde vidungefär samma deformation som toppen vidden snabba belastningen och hållfasthetensjunker sedan sakta med ökande deformation.

Den odränerade skjuvhållfastheten för normal-konsoliderade finkorniga jordar är såledestidsberoende. Detta beror på att krypdeforma-tionerna ökar allteftersom skjuvspänningenhöjs. Då skjuvningen går så långsamt att ing-en topp uppstår har ett undre gränsvärde nåttsoch tidsberoendet praktiskt taget upphört. Vidmycket långsamma belastningar dränerar jor-den och dränerad hållfasthet kommer att gälla.

Figur 57.Variation av odräneradskjuvhållfasthet i normal-fallet.

Figur 58.Typiska värden förodränerad skjuvhållfasthetskandinaviska leror.

Figur 59.Skjuvspännings-deforma-tionskurvor vid odräneradskjuvning i normalkonsoli-derad lera.

I starkt överkonsoliderade jordar är kraftdefor-mationskurvorna betydligt krummare om intesprött brott inträffar, Figur 60.

I starkt överkonsoliderade jordar sjunker por-trycket då jorden vill öka sin volym vid brott.Dessa portrycksminskningar sker under plas-tiska skjuvdeformationer och den deformationsom utbildas innan full portrycksminskningnåtts kan vara avsevärd. Skulle portrycks-minskningen bli så stor att kapillärt genom-brott uppstår, eller om jordens struktur ocheventuella cementeringar kollapsar vid de sto-ra plastiska deformationerna, blir brottet spröttoch den odränerade skjuvhållfastheten lägre

cu

cu / σć


än vad förkonsolideringstrycket antytt. Denodränerade skjuvhållfastheten för torrskorpe-leror och moränleror är ofta starkt volymbero-ende då hållfastheten avgörs av sprickor ochinhomogeniteter i provet. Skjuvhållfasthetenför starkt överkonsoliderade jordar är myckettidsberoende, eftersom dränering medför vat-tenuppsugning och minskning av effektiv-trycken.

Att den odränerade skjuvhållfastheten skullevara oberoende av spänningarna vid belast-ningens början är en förenkling. Undersök-ningar har visat att den odränerade skjuvhåll-fastheten vid avlastning sjunker med denökande överkonsolideringskvoten enligt

därcu1 = odränerad skjuvhållfasthet för

normalkonsoliderad leraOCR = överkonsolideringskvot σć / σ´v- 0,2 = empiriskt medelvärde för överkonsoli-

deringens inverkan, varierar normaltmellan - 0,1 och - 0,3

Förenklingen är dock ofta acceptabel eftersomkorrektionen blir relativt liten i normalkonso-liderad och lätt överkonsoliderad jord och dendränerade hållfastheten blir dimensionerandeför starkt överkonsoliderade jordar.

Dimensionerande hållfasthet vid direkt skjuv-ning i finkorniga jordar blir oftast som i Fi-gur 61.

I grovkorniga jordar är odränerad skjuvhåll-fasthet av intresse endast vid mycket hastigabelastningar. Av avgörande intresse är då jor-dens relativa lagring och om jorden är dilatanteller kontraktant. Är jorden dilatant medförbelastningshastigheten inga problem, eftersomden momentana odränerade skjuvhållfasthetenär högre än den dränerade. I kontraktanta jor-dar kan dock snabba laständringar medföraproblem, då den momentana hållfastheten ärlägre än den dränerade. Ytterlighetsexempletär kvicksand som vid hastig belastning över-går i ett vätskeliknande tillstånd utan skjuv-hållfasthet.

Silt utgör en mellanjordart. Permeabiliteten ärofta, speciellt om silten är lerig, så låg att denodränerade skjuvhållfastheten blir dimensio-nerande. Å andra sidan är förändringen i de-formationsegenskaperna vid gränsspänningar-na inte alltid så markant att den helt bestäm-mer portrycksutvecklingen. I dessa fall påver-kas skjuvhållfastheten i hög grad av lagrings-tätheten. Grovsilt är ofta så permeabel att den ide flesta fall uppträder dränerat. Den dimensi-onerande skjuvhållfasthet i silt beror såledespå dess sammansättning och hur snabbt belast-ningen förs på. Olika beräkningar utförs oftamed både dränerad och odränerad hållfasthet.

Odränerad skjuvhållfasthet i ickevattenmättad jordI jordar som inte är helt vattenmättade blirportrycksändringarna vid laständringar mindreän i vattenmättad jord. Vid tryckminskningarexpanderar gasbubbloma och i vattnet löst gaskan frigöras. Ökas trycket i porerna pressasgasbubblorna samman och en del av gasenlöses i vattnet. Den odränerade hållfastheten iicke vattenmättad jord blir således ett mellan-ting mellan fullt dränerad hållfasthet och odrä-nerad hållfasthet i helt vattenmättade jordar.

Den odränerade hållfastheten kan skrivascu = b0 + σćt · tan β0, där σćt = effektivtryck-et före spänningsändringen. b0 och β0 är intekonstanter utan ändras med såväl effektiv-spänningsnivån som portrycksnivån föreskjuvningen.

Sensitivitet StFörhållandet mellan en jords odräneradeskjuvhållfasthet i ostört tillstånd och den odrä-nerade skjuvhållfastheten efter fullständigomrörning och nedbrytning av strukturen kal-las sensitivitet St. Den omrörda skjuvhållfast-heten bestäms i laboratoriet med fallkonför-sök. Leror med mycket höga sensitivitetsvär-den förekommer främst i västra Sverige. I

Figur 60.Skjuvspännings-deforma-tionskurvor för starktöverkonsoliderad lera.

Figur 61.Dimensionerandeskjuvhållfasthet i finkorni-ga jordar.

cu = cu1 · OCR-0,2

cu = cu1 · OCR –0,2

51Jords egenskaper

Göta älvs dalgång finns leror med sensitivitetsom är så stor att den ofta inte kan mätas, (om-rörd skjuvhållfasthet ≤ 0,06 kPa). Är sensitivi-teten större än 50 och den omrörda leran haren hållfasthet som är lägre än 0,4 kPa kallasleran kvicklera. Sensitiviteten har stor betydel-se för bedömning av hållfasthetsnedsättningt.ex. vid pålning och bedömning av skredris-ker. Ett bättre mått än sensitivitet på hållfast-hetsnedsättningen vid måttlig omrörning avjorden eftersträvas, men något allmänt accep-terat mått har ännu inte kommit i bruk.

Bestämning avskjuvhållfasthetAllmäntDe försöksmetoder som vanligen används förbestämning av odränerad skjuvhållfasthet ijord är i laboratoriet triaxialförsök, enaxligatryckförsök, direkta skjuvförsök och konför-sök. I fält används vanligen vingförsök ochCPT-sondering för att bestämma den odräne-rade skjuvhållfastheten i finkorniga jordar.Dränerad skjuvhållfasthet bestäms med triaxi-alförsök eller direkta skjuvförsök i laboratorietoch uppskattas för grovkornig jord ur resultatfrån sonderingar i fält. Hållfastheten i ickevattenmättade jordar bestäms med triaxialför-sök. Det effektiva negativa portrycket mätsmed pF-försök i laboratoriet, med speciellaportrycksmätare i fält eller uppskattas ur jor-dens kornfördelning.

TriaxialförsökI triaxialförsöket innesluts ett cylindriskt jord-prov i ett gummimembran, Figur 62. Provetplaceras i en cell som vätskefylls. Dräneringav provet kan ske genom filterstenar vid pro-vets ändytor. Genom cellens topp löper enlaststång. Provet kan belastas isotropt genomatt trycket i cellvätskan höjs. Förhållandetmellan vertikal- och horisontalspänningar kanregleras genom tryck eller drag i laststången.Porvattentrycket kan också regleras.

Jordprovet får som regel konsolidera för ettförutbestämt spänningstillstånd och provning-en sker oftast genom att vertikallasten ökas(aktivt försök) eller minskas (passivt försök)medan celltrycket hålls konstant. Detta kanske dränerat eller odränerat. Förutom dessastandardförsök kan olika spänningsvägar ochbelastnings- och dräneringsfall simuleras ge-nom variation av celltryck, portryck och verti-kallast, samtidigt som olika grader av konsoli-dering kan tillåtas.

Direkta skjuvförsökI det direkta skjuvförsöket innesluts ett jord-prov i ett gummimembran med spiralarmeringeller med ett antal ringar utvändigt som hind-rar att provet ökar sin diameter, Figur 63.Ringarna skall ha ett avstånd sinsemellan såatt de inte överför vertikalkrafter. Provet pla-ceras i en belastningsanordning mellan en fastunderdel och en rörlig överdel. I provets ändy-tor finns filterstenar för dränering. Provet til-låts först konsolidera för en vertikal belastningoch skjuvas sedan genom att överdelen för-skjuts horisontellt. Skjuvningen kan ske drä-nerad eller odränerad.

Vid direkta skjuvförsök på grovkorniga jordaranvänds stora skjuvapparater utan gummi-membran eller filterstenar, jfr kompressome-terförsök, sid 45.

Figur 62 (vänster spalt).Triaxialförsök.

Figur 63.Principskiss och foto avdirekt skjuvapparat typSGI.


Enaxligt tryckförsökVid det enaxliga tryckförsöket placeras ettcylindriskt jordprov i en press. Vertikallastenökas kontinuerligt till brott. Enaxliga tryckför-sök används speciellt för att bestämma denodränerade skjuvhållfastheten i inhomogenaoch sprickiga prover, där en stor provvolymerfordras t.ex. för torrskorpelera och lermorän.På senare tid har försöket kommit att användasför att bestämma hållfasthet och hållfasthets-tillväxt med tiden vid bindemedelsinblandning(t.ex. kalk och cement) i lös finkornig jord.

VingförsökVingförsöket används för att mäta den odräne-rade skjuvhållfastheten i finkorniga jordar,Figur 65. Vingen består av två korslagda stål-blad som är fästade vid en stång. Ytterligarestänger kan skarvas på. Vid försöket pressasvingen ned i jorden till provningsnivån. Därvrids den runt samtidigt som vridmomentetmäts. Den odränerade skjuvhållfastheten be-räknas ur maximalt vridmoment och vingensstorlek. Efter att brott inträffat kan vingen vri-das runt ett tiotal varv varpå vridmomentetmäts på nytt. Kvoten mellan kringvridnings-momenten utgör ett mått på sensitiviteten.

CPT-sonderingVid CPT-sondering trycks en stavformad sondmed cirkulärt tvärsnitt och en konisk spets nedi marken med konstant nedrivningshastighet,Figur 66. Under neddrivningen mäts spetsmot-ståndet, det genererade portrycket direkt ovan-för spetsen och mantelfriktionen mot en hylsaplacerad ovanför spetsen. Den odräneradeskjuvhållfastheten i finkornig jord beräknas urdet nettospetstryck (spetstrycket minus rådan-de överlagringstryck) som fordras för att drivaned sonden.

Figur 64.Enaxligt tryckförsök.

Figur 65.Vingförsök. Principskiss (tillvänster vingborr typ SGIoch till höger typ Geotech)och modern försöksutrust-ning.Bild: IngenjörsfirmanGeotech AB.

Figur 66.CPT-sondering.Principskiss och modernförsöksutrustning.Bild: IngenjörsfirmanGeotech AB.

53Jords egenskaper

FallkonförsökDen odränerade skjuvhållfastheten i finkorni-ga jordar bestäms rutinmässigt på laboratorietgenom fallkonförsök, Figur 67. Försöket ut-förs med 400 g-30o kon (konvikt 400 g ochspetsvinkel 30o), 100 g-30o kon, 60 g-60o koneller 10 g-60o kon. Vid försöket förs konen,som är upphängd i fallkonapparaten, ned motprovytan tills konens spets tangerar denna.Konen får sedan falla fritt och inträngnings-djupet i jorden mäts. Genom jämförelser medvingförsök har man funnit ett empiriskt sam-band mellan odränerad skjuvhållfasthet ochkoninträngning.

därm = konens massa, gK = 1 för 30o kon och 0,25 för 60o koni = konintryck, mm

Figur 67.Fallkonförsök.

Figur 68.Korrektionsfaktorer förodränerad skjuvhållfasthetbestämd med vingförsökeller fallkonförsök enligtSGI:s rekommendationer.

fasthetsvärdena från fallkon- och vingförsök ilera och organisk jord för rutinfall med hänsyntill flytgränsen enligt SGI:s rekommendatio-ner.

därτv,k= okorrigerat hållfasthetsvärde från

vingförsök respektive fallkonförsök

Figur 68.

Hållfasthetsvärden från vingförsök korrigerasdessutom för överkonsolideringsgrad. Ävenutvärderingen av CPT-sonderingar påverkasav överkonsolideringsgraden och korrigerasför denna.

För speciella jordar, som lermorän och sulfid-jord, finns speciella utvärderings- och korrek-tionsmetoder.

Utvärdering av skjuvhållfasthet i finkornigajordar behandlas mer detaljerat i SGI Informa-tion 3.

Den ostörda skjuvhållfastheten mäts i snittytori ett ostört prov taget med standardkolvprovta-gare och den omrörda skjuvhållfastheten isamma material efter att det tagits ur provhyl-san och rörts om. Därefter beräknas sensitivi-teten.

Korrektion av odräneradskjuvhållfasthetDen odränerade skjuvhållfastheten som mätsvid provning är beroende bl.a. av med vilkenhastighet provningen utförs och i vad månjorden störts före provningen. De skjuvhåll-fasthetsvärden som uppmäts vid vingförsökoch konprovning måste erfarenhetsmässigtkorrigeras. Denna korrigering bör strikt utfö-ras med kännedom om hur hållfasthetsvärdetfrån konprov och vingförsök i den aktuellajorden förhåller sig till hållfastheten mätt mednoggrannare metoder. Motsvarande gäller attutvärderingen av CPT-sondering bör kalibre-ras. Dessutom bör belastningsfallet beaktas.Oavsett belastningsfall reduceras alltid håll-

5,02,143,0

45,0

≥≥⎟⎟⎠

⎞⎜⎜⎝

⎛= μμ

Lw

2igmKcu

⋅=

kvuc ,τμ ⋅=


För vidare studier om jords egenskaperrekommenderas

SGI InformationBergdahl, U. (1984). Geotekniska undersök-

ningar i fält. Statens geotekniska institut,Information 2, Linköping.

Larsson, R., Sällfors, G., Bengtsson, P.-E.,Alén, C., Bergdahl, U., och Eriksson, L.(2007). Utvärdering av skjuvhållfasthet ikohesionsjord. Statens geotekniska institut,Information 3, Revision 2007, Linköping.

Larsson, R. och Sällfors, G. (1988). Nyarein-situmetoder för bedömning av lagerföljdoch egenskaper i jord. Statens geotekniskainstitut, Information 5, Linköping.

Carlsten, P. (1989). Torv - Geotekniska egen-skaper och byggmetoder. Statens geoteknis-ka institut, Information 6, Linköping.

Larsson, R. (1989). Hållfasthet i friktions-jord. Statens geotekniska institut, Informa-tion 8, Linköping.

Tremblay, M. (1990). Mätning av grundvat-tennivå och portryck. Statens geotekniskainstitut, Information 11, Linköping.

Larsson, R., Bengtsson, P.-E. och Eriksson, L.(1994). Sättningsprognoser för bankar pålös finkornig jord - Beräkning av sättning-ars storlek och tidsförlopp. Statens geotek-niska institut, Information 13, Linköping.

Larsson, R. (2007). CPT-sondering. Utrust-ning - utförande - utvärdering. Statens geo-tekniska institut, Information 15, Revision2007. Linköping.

Knutsson, S., Larsson, R., Tremblay, M.och Öberg-Högsta, A.-L. (1998). Siltjor-dars egenskaper. Statens geotekniska insti-tut, Information 16, Linköping.

Möller, B., Larsson, R., Bengtsson, P.-E. ochMoritz, L. (2000). Geodynamik i prakti-ken. Statens geotekniska institut, Informa-tion 17, Linköping.

SpecialiseratAndreasson, L, (1973). Kompressibilitet hos

friktionsjord. Laboratoriestudium, Avhand-ling, Chalmers Tekniska Högskola, Göte-borg.

Anläggnings AMA. Svensk Byggtjänst,Stockholm.

ATB Väg 2005. Allmän teknisk beskrivningför vägkonstruktion. Vägverket, Borlänge.

Hartlén, J. and Wolski, W. (Editors) (1996).Embankments on Organic Soils. Develop-ments in Geotechnical Engineering 80, El-sevier, Amsterdam.

Lacasse, S. and Berre, T. (1986). Triaxialtesting methods for soils, ASTM SpecialTechnical Publication; STP 977, s 264-289.ASTM, Philadelphia.

Larsson, R. (1977). Basic behaviour of Scan-dinavian soft clays. Rapport No. 4, Statensgeotekniska institut, Linköping.

Larsson, R. (1981). Drained behaviour ofSwedish clays. Rapport No. 12, Statensgeotekniska institut, Linköping.

Larsson, R, Nilson, G, & Rogbeck, J, (1985).Bestämning av organisk halt, karbonathaltoch sulfidhalt i jord. Rapport No. 27,Statens geotekniska institut, Linköping.

Larsson, R. (1994). Deformationsegenskaperi jord - Deformationsmoduler och enklajordmodeller med speciellt avseende pårelativt små deformationer inom det ”elas-tiska” området. Institutionen för geoteknik,Chalmers tekniska högskola, Rapport B1994:6, Göteborg.

Larsson, R. (2000). Lermorän – en litteratur-studie. Statens geotekniska institut,Varia 480, Linköping.

Larsson, R. (2001). Investigations and LoadTests in Clay Till. Statens geotekniska insti-tut, Rapport No. 59, Linköping.

Larsson, R., Westerberg, B., Albing, D.,Knutsson, S. och Carlsson, E. (2007).Sulfidjord - Geoteknisk klassificering ochodränerad skjuvhållfasthet. Statens geotek-niska institut, Rapport No. 69, Linköping.

Rekommenderad litteratur

55Jords egenskaper

Sergeyev, Y M, Grabowska-Oiszewska, B,Osipov, V 1, Solokov, V N, and Kolomen-ski, Y N. (1979). Classification of micros-tructures of clay soils. Journal of Microsco-py, Vol 120, Dec 1980.

Svenska Geotekniska Föreningenspublikationer:Rapport:Rapport 1:93. Rekommenderad standard för

CPT-sondering.Rapport 2:93. Rekommenderad standard för

vingförsök i fält.

Notat:Notat 1:2004. Packning och packningskont-

roll av blandkornig och finkornig jord.Notat 2:2004. Direkta skjuvförsök - en väg-

ledningNotat 2:2005. Permeabilitetsbestämning ge-

nom laboratorieförsök.

Svenska Geotekniska Föreningenslaboratoriekommittés förslag tillanvisningar

(Delvis föråldrade med avseende på indel-ningar, benämningar och metoder)

Del 2. Karlsson, R. & Hansbo, S. (1982).Jordarternas indelning och benämning.Byggforskningsrådet T21:1982. Revideradutgåva 1984.

Del 3. Pusch, R. (1974). Jords uppbyggnad.Byggforskningens informationsbladBl4:1974.

Del 4. Stål, T. (1972). Kornfördelning. Bygg-forskningens informationsblad B2:1972.

Del 5. Fagerström, H. (1971). Packnings-egenskaper. Byggforskningens informa-tionsblad B2:1971. Reviderad utgåva 1973.

Del 6. Karlsson, R. (1974). Konsistensgrän-ser. Byggforskningens informationsbladBl1:1974.

Del 7. Pusch, R. (1973). Densitet, vattenhaltoch portal. Byggforskningens informa-tionsblad B5:1973.

Del 8. Fagerström, H. & Wiesel, C-E. (1972).Permeabilitet och kapillaritet. Byggforsk-ningens informationsblad B7:1972.

Del 10. Sällfors, G. & Andreasson, L. (1986).Kompressionsegenskaper. Byggforsk-ningsrådet T23:1986.

Svensk standard(Ersätts i vissa fall av internationell standardoch teknisk specifikation)SS 27105 Geotekniska provningsmetoder

- Organisk halt i jord - Glödgningsförlust-metoden.

SS 27106 Geotekniska provningsmetoder- Mineraljordar - Kornfraktioner.

SS 27107 Geotekniska provningsmetoder- Organisk halt i jord - Kolorimetermätning

SS 27108 Geotekniska provningsmetoder- Packningsegenskaper - Beteckningar ochberäkningssätt.

SS 27109 Geotekniska provningsmetoder- Laboratoriepackning.

SS 27110 Geotekniska provningsmetoder- Fältbestämning av densitet.

SS 27111 Geotekniska provningsmetoder- Bestämning av permeabilitet.

SS 27112 Geotekniska provningsmetoder- Bestämning av kapillaritet med under-tryckskapillarimeter.

SS 27113 Geotekniska provningsmetoder- Jords uppbyggnad. Beteckningar, benäm-ningar och definitioner.

SS 27114 Geotekniska provningsmetoder- Skrymdensitet.

SS 27115 Geotekniska provningsmetoder- Korndensitetoch kompaktdensitet.

SS 27116 Geotekniska provningsmetoder- Vattenkvot och vattenmättnadsgrad.

SS 27117 Geotekniska provningsmetoder- Portal och porositet.

SS 27118 Geotekniska provningsmetoder- Konsistensgränser - Beteckningar ochförklaringar.

SS 27120 Geotekniska provningsmetoder- Konflytgräns.

SS 27121 Geotekniska provningsmetoder- Plasticitetsgräns.

SS 27122 Geotekniska provningsmetoder- Krympgräns.

SS 27123 Geotekniska provningsmetoder- Kornfördelning - Siktning.

SS 27124 Geotekniska provningsmetoder- Kornfördelning - Sedimentering, hydro-metermetoden.

SS 27125 Geotekniska provningsmetoder- Skjuvhållfasthet - Fallkonförsök - Kohesi-onsjord.

SS 27126 Geotekniska provningsmetoder- Kompressionsegenskaper - Ödometerför-sök, CRS-försök - Kohesionsjord.


SS 27127 Geotekniska provningsmetoder- Skjuvhållfasthet - Fallkonförsök - Kohesi-onsjord.

SS 27128 Geotekniska provningsmetoder- Skjuvhållfasthet - Enaxligt tryckförsök,UU-försök - Kohesionsjord.

SS 27129 Geotekniska provningsmetoder- Kompressionsegenskaper - Ödometerför-sök med stegvis pålastning - Kohesionsjord.

Internationell standardSS-EN ISO 14688-1. Geoteknisk undersök-

ning och provning - Benämning och indel-ning av jord - Del 1: Benämning och be-skrivning

SS-EN ISO 14688-2. Geoteknisk undersök-ning och provning - Identifiering och klas-sificering av jord - Del 2: Klassificerings-principer

Internationell teknisk specifikationSIS-CEN ISO/TS 17892-1. Geoteknisk un-

dersökning och provning - Laboratorieun-dersökning av jord - Del 1: Bestämning avvattenkvot.

SIS-CEN ISO/TS 17892-2. Geoteknisk un-dersökning och provning - Laboratorieun-dersökning av jord - Del 2: Bestämning avskrymdensiteten hos finkornig jord.

SIS-CEN ISO/TS 17892-3. Geoteknisk un-dersökning och provning - Laboratorieun-dersökning av jord - Del 3: Bestämning avkompaktdensitet - Pyknometermetoden.

SIS-CEN ISO/TS 17892-7. Geoteknisk un-dersökning och provning - Laboratorieun-dersökning av jord - Del 7: Enaxligt tryck-försök på finkornig jord.

SIS-CEN ISO/TS 17892-8. Geoteknisk un-dersökning och provning - Laboratorieun-dersökning av jord - Del 8: Okonsolideratodränerat triaxialförsök.

SIS-CEN ISO/TS 17892-9. Geoteknisk un-dersökning och provning - Laboratorieun-dersökning av jord - Del 9: Konsoliderattriaxialförsök på vattenmättad jord.

SIS-CEN ISO/TS 17892-10. Geoteknisk un-dersökning och provning - Laboratorieun-dersökning av jord - Del 10: Direkt skjuv-boxförsök.

SIS-CEN ISO/TS 17892-11. Geoteknisk un-dersökning och provning - Laboratorieun-dersökning av jord - Del 11: Permeabilitets-försök.

57Jords egenskaper

Appendix

Exempel på portrycksändringar ochspänningsvägar.

För att illustrera portrycksändringar och spän-ningsvägar vid några vanliga lastfall ges härnågra exempel. Exemplen gäller alla för lättöverkonsoliderad lera, figur A 1–3.

Fall A motsvarar en utbredd belastning vilkenkan simuleras i ödometerförsök. I det heltodränerade fallet stiger portrycket i stort likamed den påförda belastningen och det effekti-va vertikaltrycket ändras inte. Eftersom sido-utvidgning är förhindrad ändras inte heller deteffektiva horisontaltrycket, utan de effektivaspänningarna är konstanta i punkt A. Vid drä-nering ökar såväl effektiva vertikal- som hori-sontaltrycket och spänningsvägen följer linjenA´. Denna linje fjärmar sig från skjuvbrottlin-jerna och belastningsfallet kan inte leda tillskjuvbrott.

Fall B motsvarar en punkt rakt under en ytlastmed liten utsträckning. I detta fall är sidout-vidgning möjlig. Vid belastningen ökar därförinte horisontaltrycket lika mycket som i fall A.I det odränerade fallet medför detta att por-trycket ökar långsammare tills förkonsolide-ringstrycket nåtts, varefter det ökar lika myck-et som ytterligare vertikal totalspänningsök-ning på nivån. Det vertikala effektivtrycketökar upp till förkonsolideringstrycket och blirsedan konstant. Det effektiva horisontaltrycketminskar, då ökningen i horisontaltryck är min-dre än portrycksökningen. Odränerat skjuv-brott erhålls vid måttliga lastökningar. Skerbelastningen i fall B så långsamt att jordenhinner dränera följer spänningsvägen linjenB´. Såväl den effektiva vertikal- som horison-talspänningen ökar men den horisontella ef-fektivspänningen ökar mindre än i fall A. Ibåda fallen börjar de plastiska deformatione-rna då förkonsolideringstrycket överskrids,men då skjuvspänningarna är högre i fall Bblir också de plastiska deformationerna störst idetta fall. Spänningsvägen B´ närmar sig saktalinjen för skjuvbrott och vid stora laster er-hålls dränerat skjuvbrott. Fall B kan simulerasi laboratoriet i aktiva triaxialförsök med ökan-

Figur A 1.Typfall för belastningar.

de vertikallast och konstant eller svagt ökandehorisontaltryck.

Fall C motsvarar en punkt i jorden vid sidanav en schakt. I det odränerade fallet medförminskningen i horisontaltryck att porvatten-trycket minskar. Detta medför i sin tur att deteffektiva vertikaltrycket ökar. När förkonsoli-deringstrycket uppnås slutar portrycket attminska och blir konstant. Därvid börjar det


Figur A 3.Spänningsväg och port-rycksutveckling i fall G.

Figur A 2.Spänningsvägar ochportrycksutveckling i fallA–E.

effektiva horisontaltrycket minska i sammatakt som det totala och ytterligare schaktningmedför att spänningarna snabbt närmar sigskjuvbrottsspänningarna. Eftersom den odrä-nerade portrycksändringen i detta fall är nega-tiv medför dränering en portrycksökning, vil-ken medför att spänningsvägen närmar sigskjuvbrottlinjen. Den helt dränerade spän-ningsvägen representeras av linje C´. Fall Ckan någorlunda simuleras i laboratoriet i akti-va triaxialförsök där vertikalspänningen hållskonstant och horisontaltrycket minskar.

Fall D motsvarar en punkt under schaktbottennära slänten. I det odränerade fallet medförminskningen i vertikaltryck att porvattentryck-et sjunker. Detta och de ökande skjuvspän-ningarna medför att den effektiva horisontal-spänningen ökar. Då den horisontella gräns-spänningen uppnåtts slutar portrycket att sjun-ka. Därvid börjar det effektiva vertikaltrycketatt sjunka i ungefär samma takt som total-trycket och ytterligare schaktning medför attskjuvspänningarna snabbt närmar sig skjuv-brottsspänningarna. En helt dränerad spän-

ningsväg representeras av linje D´. Den dräne-rade skjuvhållfastheten är lägre än den odräne-rade. Fallet kan någorlunda simuleras i labora-toriet i triaxialförsök där vertikalspänningenminskas och horisontalspänningen hålls kon-stant.

Fall E motsvarar en punkt framför en ankar-platta för ett dragstag. I detta fall ökar hori-sontalspänningen medan vertikalspänningen ärkonstant. Horisontalspänningsökningen med-för en ökning av det effektiva horisontaltryck-et och portrycket. Då den effektiva horisontel-la gränsspänningen nåtts, ökar portrycket isamma takt som ytterligare horisontaltrycks-ökning och spänningsvägen går snabbt motskjuvbrott. Den odränerade skjuvhållfasthetenär i detta fall lägre än den dränerade. Den drä-nerade spänningsvägen motsvaras av linje E´.Fallet kan någorlunda simuleras i laboratoriet itriaxialförsök där vertikalspänningen hållskonstant och horisontalspänningen ökas.

I samtliga illustrerade fall har vertikal- ochhorisontalspänningar varit huvudspänningar. Imånga fall ändras huvudspänningarnas rikt-ning vid belastning. Studeras fall F, som illus-trerar en vägbank på plan markyta, ser man attspänningarna i punkt F i stort sett motsvarasav fall B och spänningarna i punkt H motsva-ras av fall E. I punkt G har däremot huvud-spänningsriktningen vridits och största ochminsta spänningarna verkar i andra plan än dehorisontella och vertikala. Den största huvud-spänningen är från början vertikal, men vridssuccessivt samtidigt som den ökar. Den kom-mer därvid att verka mot nya plan med succes-sivt minskande gränsspänningar. Portrycksut-vecklingen blir som tidigare först sådan attmedeleffektivtrycket hålls konstant. Efter detatt en gränsspänning nåtts ändras portrycksut-vecklingen så att ingen effektiv gränsspänningöverskrids.

Spänningsvägen i punkt G kan i laboratorietnågorlunda simuleras i direkta skjuvförsök.

1. Jords egenskaper.(48 sid, 1982/1986/1990/1993)

2. Geotekniska undersökningar i fält.(72 sid, 1984)

3. Skjuvhållfasthet– utvärdering i kohesionsjord.(28 sid, 1985/63 sid, 2007)

3E. Evaluation of shear strength in cohesivesoils with special reference to Swedishpractice and experience.(32 pages, 1985)

4. Geotekniska utredningar förstabilitetsanalyser – allmänna råd föromfattning och kvalitet.(20 sid, 1988/1993)

5. Nyare in-situmetoder för bedömning avlagerföljd och egenskaper i jord.(64 sid, 1988)

6. Torv – geotekniska egenskaperoch byggmetoder.(34 sid, 1989)

7. Report on the ISSMFE technical commit-tee on penetration testing of soils– TC16 with reference test procedures.CPT - SPT - DP - WST

(50 pages, in english and french, 1989)

8. Hållfasthet i friktionsjord.(50 sid, 1989)

9. Olje- och kemikalieutsläpp i jord.(40 sid, 1989)

10. Dilatometerförsök – en in-situmetod förbestämning av lagerföljd och egenskaper ijord. Utförande och utvärdering.(50 sid, 1990/1993)

11. Mätning av grundvattennivå och portryck.(116 sid, 1990)

12. Termiska egenskaper i jord och berg.(28 sid, 1991)

13. Sättningsprognoser för bankar på lösfinkornig jord – beräkning av sättningarsstorlek och tidsförlopp.(51 sid, 1994)

SGI Information

13E. Prediction of settlements of embankmentson soft, fine-grained soils – calculation ofsettlements and their course with time.(52 pages, 1997)

14. Lärobok i geobildtolkning.(123 sid, 1991)

15. CPT-sondering.Utrustning – Utförande – Utvärdering(80 sid, 1993, 71 sid, 2007)

15E. The CPT-test.Equipment-Testing-Evaluation(77 pages, 1995)

16. Siltjordars egenskaper.– Silt som konstruktionsmaterial– Bestämning av geotekniska egenskaper(71 sid, 1998)

17. Geodynamik i praktiken.(51 sid, 2000)

18:1 Handbok.Skumglas i mark- och vägbyggnad(39 sid, 2008)

18:4 Handbok.Flygaska i mark- och vägbyggnad. Grusvägar(58 sid, 2006)

18:5 Handbok.Slaggrus i väg- och anläggningsarbeten(40 sid, 2006)

18:7 Handbok.Gummiklipp(47sid, 2008)

19. Deponiers stabilitet.Vägledning för beräkning(46 sid, 2007)

Statens geotekniska institutSwedish Geotechnical Institute

SE-581 93 Linköping, SwedenTel: 013-20 18 00, Int + 46 13 201800Fax: 013-20 19 14, Int + 46 13 201914

E-mail: [email protected] Internet: www.swedgeo.se

Info-1 5 2008 just - Startsida - · PDF fileInformation Beställning ISSN ISRN Projektnummer SGI Dnr SGI Statens geotekniska institut (SGI) 581 93 Linköping SGI,...

Documents