Totální soudržnost zemin cu se dá u soudržných zemin určit na základě qst a faktoru Nc, který se odvíjí od tvaru penetračního hrotu a jeho hodnota se pohybuje mezi 10 a 20.
Vztah pro totální soudržnost zemin (Matys et al., 1990):
Cu = 𝑞𝑠𝑡
𝑁𝑐.
Pro korelační závislost mezi totální soudržností Cu a penetračním odporem na hrotě qst byl odvozen vztah (Matys et al., 1990):
Cu = 46,86 qst – 25,6.
Vzhledem k vnitřní geometrii kužele působí tlak okolní vody na část za kuželem. Tento efekt je často označován jako nerovnoměrný efekt koncové oblasti. V hlínách a měkkých jílech zasažených vodou se naměřené qc musí opravit pro tlaky vody pórů působící na kužel, čímž se získá kuželovitá odolnost qc (Robertson., Cabal, 2014):
qt = qc + u2 (1-a)
Kde a je poměr čisté plochy stanovený laboratorně a typická hodnota je mezi 0,70 a 0,85.
V písčitých půdách qc = qt.
2.5.4 Parametry ovlivňující statickou penetrační zkoušku
Na výsledek statické penetrační zkoušky může mít vliv hned několik faktorů a při vyhodnocování zkoušky je třeba je vzít v úvahu. Jedná se především o tvar a rozměr penetračního hrotu, umístění snímačů plášťového tření, rychlost zatláčení penetračního hrotu, vliv teploty, složení zeminy a její zrnitost, případně přítomnost vody v zemině. (Matys et al, 1990)
Tvar hrotu má největší vliv při měření statické penetrace a její výsledky. Existuje několik druhů tvaru hrotu, které mají rozdílné použití. Nejobvyklejší je hrot s vrcholovým úhlem 60 º, další části hrotu se mohou různit. Hroty se dají rozdělit do tří skupin (Matys et al, 1990):
1. Hroty, kde válcovitá část za kuželovou špičkou má menší průměr než špička – využívaly se pro mechanické a elektrické měření a jejich tvar zabraňuje nadměrnému tření na plášti, tudíž naměřená hodnota je čistý odpor vůči špičce hrotu.
2. Válcovité hroty, jejichž průměr je stejný jako průměr soutyčí – při použití těchto hrotů dochází k nadměrnému tření na plášti a výsledné hodnoty odporu jsou vyšší.
3. Hroty, které jsou na rozhraní předešlých dvou skupin – část hrotu za kuželovou špičkou je napojena na soutyčí, které přenáší tlak na špičku, výsledná hodnota odporu se v přesnosti nachází na rozhraní předešlých dvou typů.
Rychlost statické penetrační zkoušky může ovlivnit výsledek této zkoušky.
Stanovená rychlost se v historii měnila a zvýšení umožnilo zvýšit výkon soupravy. Podle normy ČSN EN ISO 22476-12 (721004) Geotechnický průzkum a zkoušení – Terénní zkoušky – Část 12: Statická penetrační zkouška (CPTM) je rychlost zatláčení hrotu stanovena na 2 cm/s. Změna rychlosti zatlačování hrotu nemá významnější vliv na změnu
výsledku zkoušky v soudržných zeminách nad hladinou podzemní vody a ani u nesoudržných zemin nad hladinou podzemní vody. Během zkoušky je potřeba dbát na
konstantní rychlost zatlačování hrotu do zeminy. (Matys et al, 1990)
Vliv složení zeminy dává výsledkům statické penetrační zkoušky v podstatě regionální význam pro danou lokalitu. Jedná se o kombinaci vlastností zeminy v různé míře.
Nejdůležitější vlastnosti zeminy jsou minerální a granulometrické složení, pórový tlak, teplota, zpevnění zeminy a přítomnost podzemní vody. (Matys et al, 1990)
2.6 Geologická stavba Západních Karpat
Podle serveru geology.sk je území Slovenské republiky vybudováno alpským pásmovým pohořím Západní Karpaty. Geologická hranice se na západě klade do údolí Dunaje, severní hranice je dána erozivním, morfologicky zřetelným okrajem alpských příkrovů, které leží na předpolí na Moravě a v Polsku. Jižní hranice je méně zřetelná, jelikož na okraji Západních Karpat jsou nížiny, které vnikají hluboko do horské soustavy, a ve vztahu k Východním Karpatům se hranice klade do údolí řeky Uh. Stavba Západních Karpat je zonální. Podle stáří vzniku alpské příkrovové stavby se Západní Karpaty dělí na vnější s neoalpínsky formovanými příkrovy a na vnitřní s paleoalpínskou, předpaleogenní příkrovovou stavbou, mezi nimiž tvoří hranici bradlové pásmo.
Pánve a kotliny jsou výraznými morfostrukturami Západních Karpat a spolu s jádrovými pohořími je možné je považovat za jeden z nejvíce charakteristických znaků celých Západních Karpat. Vznik pánví a kotlin zapadá do rámce geodynamických procesů kontrolující vývoj karpatského oblouku na sklonku paleogénu a během neogénu. Dnešní obraz je výsledkem vývoje od středního miocénu. Vyvinuté jsou předobloukové, meziobloukové a zaobloukové pánve. Sedimenty jsou převážně siliciklastické, lokálně s uhlím, případně s evapority. Karbonáty se vyskytují velmi zřídka. Sedimenty ve vyšších pánvích vytvářejí akumulace hrubé několik tisíc metru. Sedimentace proběhla převážně v mořském prostředí, které se postupně měnilo na mořsko-brakické, jezerní až říční.
(geology.sk, 2019)
Vývoj Západních Karpat byl v minulosti velmi komplikovaný a probíhal v několik hlavních časových etapách (Drusa et al., 2012):
- Předalpínská etapa – prekambrium až konec prvohor - Alpínská etapa – Paleoalpínská – trias, jura a křída
- Neoalpínská – paleogén, neogén a kvartér
2.6.1 Předalpínská etapa
V této etapě probíhal nejstarší vývoj západokarpatského prostoru od prekambria až po začátek triasu, kdy začaly první aktivity alpínského vrásnění (530–245 mil. let). Na základě litologických a tektonických údajů se usuzuje, že předalpínský fundament Západních Karpat ovlivnilo variské vrásnění. Předpokládá se, že pozůstatky po předešlých horotvorných procesech (kadomským a kaledonským) byly překryty variským cyklem a následně přetransformovány i alpínským vrásněním. Předalpínské podloží vystupuje převážně jižně od bradlového pásma v Centrálních a Vnitřních Západních Karpatech. V období před variským vrásněním se na území usazovaly tisíce metru mocné vrstvy mořských sedimentů
– droby, pískovce, jílovce – podobné flyši, které se střídaly s karbonátovými a bituminózními vrstvami. Sedimentace bylo provázená občasnými výlevy lávy. Variské
vrásnění se projevovalo slabším vrásněním a přeměnou sedimentárních hornin na dnešní chloritické fylity s vložkami kvarcitů a krystalických vápenců. Na konci prvohor pronikaly do horninových komplexů krystalických břidlic hlubinná magmatická tělesa granitoidů.
Variský granitoidní plutonismus byl dlouhotrvající proces, jenž trval 100 mil. let. Granitoidy dnes vystupují v krystaliníku tatrika a veporika. V závěrečné fázi variského cyklu převládal na většině území suchozemský vývoj a usazovaly se molasové sedimenty karbonu a permu.
Vznik těchto sedimentů je spojený s výzdvihem území a odkrytím granitoidních těles, které byly zdrojem zvětralého materiálu splavovaného vodou do přilehlých nížin. (Drusa et al., 2012)
2.6.2 Paleoalpínská etapa
Období triasu až křídy (245–65 mil. let), kdy alpínský orogenní cyklus byl pro vývoj Západních Karpat nejdůležitější. Tento cyklus probíhal v několika sedimentačních cyklech
v zóně Tethys. Obsahoval období vrásnění, slabší projevy plutonismu a metamorfózy a následně pokračoval výzdvihem území a vulkanismem a v závěru konsolidoval Západní
Karpaty. Současné poznatky značí, že v období své maximální existence musela být západokarpatská sedimentační oblast široká 1000 až 1500 kilometru. (Drusa et al., 2012)
Triasový vývojový cyklus se rozděluje na vrchní, střední a spodní. Spodní cyklus byl ovlivněn globálním ústupem oceánu a na kontinentech převládalo suché aridní klima.
Sedimentace začala ukládáním klastických sedimentů v občasných jezerech na zarovnaném
kterém se během středního a vrchního triasu ukládaly rozsáhlé vrstvy karbonátů. Vrchní karbonátový cyklus byl ovlivněn klimatickými změnami. Na starších středně triasových vrstvách se usazovaly kontinentální sedimenty, které vyplnily hluboké šelfové deprese.
V průběhu vrchního triasu se na jižním okraji západokarpatského šelfu na styku s otevřeným mořem tvořily rify a v jejich okolí sedimentovaly dolomity. Směrem do vnitrozemí se ukládaly pestré břidlice, evapority a dolomity. Nejmladší triasové sedimenty jsou poznamenány nastupující transgresí moře. Sníženiny byly opětovně zaplavovány plytkým mořem. Jurský vývoj byl také rozdělen na vrchní, střední a spodní. Ve spodní juře (204 mil.
let) začal tektonický nepokoj, který způsobil rozlámání povrchu plytkých šelfových plošin.
Během těchto pohybů došlo k rozšiřování oceánské kůry a začala vznikat rozsáhlá oceánská pánev. Docházelo k ukládání jemného detritického materiálu a sedimentovaly hlubokomořské facie. Během střední a vrchní jury došlo k maximálnímu prohloubení oceánské pánve a docházelo k ukládání radiolárií. (Drusa et al., 2012)
Spodní křídový cyklus začal tektonickými pohyby. Sedimentace, která byla typická pro juru, pokračovala v převážné většině západokarpatského prostoru. Typickým sedimentem křídy v Centrálních Západních Karpatech jsou slínité vápence a na některých lokalitách rifové urgonské vápence. Typickým znakem tektonického nepokoje je vznik flyšové sedimentace, který předcházel přesouvání příkrovů. Během vrchního křídového cyklu došlo v Centrálních a Vnitřních Karpatech k zániku sedimentačních oblastí a začala tektonická aktivita alpínského vrásnění, se kterou byly spojeny přesuny příkrovů.
Výsledkem této aktivity byl vznik složité příkrovové stavby Západních Karpat. (Drusa et al., 2012)
2.6.3 Neoalpínská etapa
Neoalpínská etapa v sobě zahrnuje období paleogénu (65–23 mil. let), neogénu (23 – 1,8 mil. let) a kvartéru (1,8 mil. let až dodnes). Původní sedimentační prostor dnešního flyšového pásma byl několika vyvýšeninami rozdělený na dvě zóny, magurskou – vnitřní a krosenskou – vnější. Typickým znakem pro období s tektonickým nepokojem je usazování flyšových sedimentů. Jedná se o rytmicky se střídající vrstvy pískovců a jílovců, případně vrstvy drob a jílovitých břidlic. Pro flyšové vrstvy je typickým znakem gradační zvrstvení
a hieroglyfy. V magurské zóně trvala sedimentace od vrchní křídy do oligocénu a v krosenské zóně je flyšoidní sedimentace kompletnější a trvala do miocénu. Nejvýraznější
tektonické pohyby alpínského vrásnění probíhaly na rozhraní paleogénu a neogénu a v miocénu. Při přesunu flyšových příkrovů došlo k odhrnutí podložních vrstev a včlenění
karbonatického tektonického bradla do flyšových příkrovů. V paleogénu se sedimentační prostor Západních Karpat rozšířil západním směrem až na předpolí Českého masivu.
Vznikla sníženina, ve které se ukládaly bazální slepence, pelity a písky. Sedimentační vrstvy dosahují mocnosti okolo 1500 metru a berou se jako ekvivalent výplně podmořských kaňonů. Přibradlový paleogén je výsledkem nástupu moře ze severu z flyšové oblasti jižněji do blízkosti bradlového pásma. Vrstvy obsahují slepence a korálové vápence. Tato sedimentace trvala od paleocénu do vrchního eocénu. (Drusa et al., 2012)
Během neogenního vývoje došlo k zániku mořských sníženin vyplněných flyšovými sedimenty a začalo opětovné vytváření sedimentačních prostor, ve kterých byly ukládány molasové sedimenty, které leží diskordantně na svém podloží a na rozdíl od typických
flyšových vrstev vznikajících v mořském prostředí, molasové vrstvy vznikají i v sladkovodním, případně brakickém prostředí. Na molasové souvrství jsou vázána ložiska
ropy a zemního plynu. Během neogénu se tektonické pohyby zlomového charakteru v Západních Karpatech střídaly s obdobími tektonického pokoje a obdobími, kdy byl zemský povrch pod vlivem působení exogenních činitelů. (Drusa et al., 2012)
Kvartérní vývoj je poměrně krátkou etapou ve vývoji Západních Karpat. Typickým znakem je výrazné ochlazení až zalednění severní polokoule a výskyt chladnomilnější fauny v mořích. Pro období pleistocénu je charakteristické několikanásobné střídání glaciálů a interglaciálů. V Západních Karpatech docházelo k intenzivní erozi na povrchu horských oblastí a na svazích docházelo k ukládání různých genetických typů kvartérních pokryvných sedimentů. Po oteplení probíhal vývoj dnešní říční sítě a ukládání fluviálních sedimentů.
Závěrečná modelace reliéfu Západních Karpat byla výrazně ovlivněna klimatickými změnami a neotektonikou. Vlivem větru vznikaly spraše a naváté písky. V územích s karbonátovými horninami vznikaly vlivem podzemní vody povrchové i podzemní krasové útvary. Současná tektonická aktivita je zaznamenána na zlomových liniích v Západních Karpatech v podobě záznamů o zemětřesení. (Drusa et al., 2012)
2.7 Inženýrskogeologické celky Západních Karpat
Zájmové lokality – Žilina a Prešov spadají z pohledu inženýrskogeologických celků k územní jednotce I. řádu k regionu neogenních tektonických depresí a k územní jednotce II. řádu k oblasti vnitro horských nížin (kotlin).
V regionu neogenních tektonických depresí probíhaly v období neogénu v předpolí vnějších flyšových Karpat aktivní tektonické pohyby a vznikla asymetrická čelní karpatská předhlubeň, která byla vyplněna molasovými sedimenty a později byla překryta z jihovýchodu předsunutými flyšovými příkrovy. Ve vnitřní části Západních Karpat byly během těchto tektonických pohybů vytvořené velice podobné a rozsáhlé vnitrokarpatské pánve, jež prošly velmi složitým geologickým vývojem a mocnost uložených sedimentů je velmi velká. V panonu ve Vnitřních Západních Karpatech začalo období lokálního rychlejšího výzdvihu horských oblastí a v pánvích se postupně snižovala intenzita poklesu území a s tím související ukládání zvětralých úlomků hornin do vnitrohorských pánví.
Horninové prostředí je často tvořené molasovou formací, což je soubor sedimentárních
komplexů rozmanitých klastických facií s mořským, kontinentálním, brakickým i limnickým vývojem a cyklickým střídáním psamitů až pelitů. Molasová souvrství mají
často šikmé zvrstvení, dosahují velkých mocností a jsou rozšířeny v nížinách, a to jak v čelní karpatské předhlubni, tak i ve vnitrohorských kotlinách. Lokálně se v nich vyskytují evapority, lignit, tufy a tufity. (Drusa et al., 2012)
Podle geneze rozlišujeme (Drusa et al., 2012):
- miocénní mořské sedimenty, které jsou převážně tvořené vrstvami štěrkopísků, slepenců, a pískovců, aleuritů a pelitů,
- miocénní přechodné sedimenty, které jsou tvořeny jílovito-prachovitými souvrstvími, jílovito-prachovitými souvrstvími s tufity a štěrko-písčitými souvrstvími,
- pliocénní jezerně-říční sedimenty, které obsahují jílovito-prachovité souvrství s polohami tufitů nebo písků a vrstvy štěrků a písků. Vrstvy štěrků a písků převládají.
Rozsáhlou část území dnešních kotlin a nížin tvoří kvartérní fluviální sedimenty. Ze sedimentů, které vznikly v kvartéru, jsou nejčastěji rozšířeny deluviální sedimenty a svahové sedimenty podobné spraši a jejich vlastnosti záleží převážně na horninovém podkladu.
Oblast Žiliny a Prešova byla ovlivněna činností povrchové vody, která se projevila v období tektonických pohybů v podobě eroze a transportu materiálu. Během tohoto období docházelo k prohlubování a rozšiřování koryt řek, což způsobovalo rozčleňování území.
Zahloubení řeky Hornád do měkčího podkladu značí vznik epigenetického údolí. Reliéf se zarovnával během tektonického klidu a materiál více sedimentoval. Na činnost řek mělo značný vliv také klima. V chladném období byl zvětralý materiál splavován do nižších poloh a doliny byly vlivem boční eroze rozšiřovány, naopak v teplejším období dominovala hloubková eroze. Výsledkem těchto erozí a akumulací je vznik říčních teras a širokých říčních niv. Na Slovensku mají největší řeky až sedm říčních teras, příkladem může být řeka Váh, která má na svém horním a středním toku 5 až 7 teras ve výšce 5–130 metru.
Litologicky jsou pleistocenní sedimenty zastoupeny písky a štěrky, které jsou různě roztříděné. Opracování zrn je různé, od hranatých zrn až po zcela zaoblené. V období velkých přítoků docházelo k záplavám v okolí řek, vznikaly agradační valy a široké poříční nivy. V nivách se usadil jemnozrnný materiál, jenž představoval vhodné podmínky pro zakládání lidských sídel. Tímto způsobem vznikla některá slovenská města (Žilina, Košice, Prešov apod.) na suchých starších terasách a nivách. Rozšířené jsou i náplavové kužely při zmenšení spádu menších toků nebo při poklesech v dolinách. Stáří náplavových kuželů se různí. Výskyt velkých náplavových kuželů je možné pozorovat na styku pohoří s dolinami, kotlinami a nížinami. (Drusa et al., 2012)
Vnitrohorské kotliny mají ráz středních a vyšších pahorkatin a vyskytuje se zde většina geodynamických jevů. Sesuvy se v těchto oblastech vytvářejí na svazích z důvodu intenzivní hloubkové a boční eroze vodních toků. Nejpříznivější podmínky pro vznik sesuvů jsou na rozhraní odlišných horninových celků a převládají sesuvy plošné a proudové na svazích pahorkatin. Pro pokryvné útvary v neogenních kotlinách je typické nahromadění soliflukčních deluvií s mocností do 20 metru při úpatí svahů. Tyto zeminy jsou velmi náchylné na sesuvy, proto je potřebné věnovat zvýšenou pozornost stabilitě svahů.
V nížinných oblastech patří mezi nejrozšířenější geodynamické procesy výmolová eroze, boční eroze toků a přemisťování koryt, prosedání spraší, sufozy a objemové změny jílovitých zemin. (Drusa et al., 2012)
Z pohledu inženýrskogeologických podmínek výstavby se do vnitrokarpatských kotlin postupně soustředila větší část osídlení z důvodu vhodných půdních poměrů, příznivému mírně členitému reliéfu, klimatickým podmínkám a hydrogeologickým podmínkám. Mezi
nejrozšířenější inženýrskogeologické rajony v kotlinách patří rajon deluvií, proluviálních kuželů, fluviálních sedimentů a rajon geneticky pestrých sprašových sedimentů. Na místech, kde se mocnost pokryvů zmenšuje, se nejčastěji nacházejí rajony flyšoidních hornin nebo rajony střídajících se soudržných a nesoudržných neogenních sedimentů. V slabě zpevněných sedimentárních vrstvách neogénu a kvartéru poměrně často dochází k problémům se stabilitou svahů stavebními pracemi. Pro novou výstavbu jsou vhodné lokality s tenkými kvartérními pokryvy. Možným problémem v těchto oblastech může být výmolová eroze, která přispívá k rozčlenění terénu a zužuje prostor, kde je možné umístit stavby. V nížinných oblastech jižního Slovenska se mohou vyskytnout problémy s prosedavostí spraší, jež se vyskytuje u pórovitých spraší. Pro zhutnění a zpevnění spraší je vhodné použít povrchové zhutnění těžkými deskami, hloubkové zhutnění převlhčením, injektováním, vibrováním nebo chemické zpevnění spraší. K rozšířeným jevům v oblastech nížin patří objemové změny jílovitých zemin v základových půdách. K těmto objemovým změnám dochází v souvislosti se změnou vlhkosti – nabobtnání a smršťování jílů. Rychlost a rozsah objemových změn závisí na minerálním a chemickém složení hornin, zrnitosti, obsahu vody v hornině, ulehlosti a dalších. V důsledku objemových změn jílů dochází k velkým škodám na plytce založených stavbách nebo na stavbách, které jsou založeny v nerovnoměrné hloubce. Dalším nevhodným prostředím pro zakládání staveb je podmáčené prostředí v inundačních oblastech řek, kde může docházet k průsakům vody přes souvrství štěrků a písků. V oblastech kotlin a nížin je potřeba pečlivě sledovat seizmické otřesy.
(Drusa et al., 2012)
3 ZHODNOCENÍ VÝSLEDKU ZKOUŠEK
Penetrační zkoušky byly pro mou diplomovou práci provedeny na dvou lokalitách – na pokusném poli v Žilině, kde byla provedena statická penetrační zkouška, a na plánovaném obchvatu v Prešově, kde byla provedena dynamická a statická penetrační zkouška. Pro vyhodnocení byla použita data z firmy GEOFOS s.r.o. a z Žilinské univerzity v Žilině.
Území Žiliny jsem z geologického hlediska zařadila do Žilinsko – Rajecké kotliny vrchní křídy a paleogénu vnitřních Karpat s výskytem pískovců, vápnitých jílovců – flyš.
Lokalita se nachází v hutianském a zubereckém souvrství.
Území Prešova jsem z geologického hlediska podle plánovaného rozsahu rychlostní silnice zařadila do neogenní sedimentární pánve Prešovské kotliny a Šarišského paleogénu s výskytem vápnitých prachovců, jílovců, pískovců, slepenců a štěrků, pestré jíly. Lokalita se nachází v prešovském souvrství.
3.1 Pokusné pole Žilina
Mezi lokality, kde byla použita statická penetrační zkouška patří pokusné pole, které se nachází u Žilinské univerzity v Žilině v lokalitě Veľký Diel (viz Obrázek 22).
Obrázek 22 Lokalizace pokusného pole (převzato a upraveno z mapy.cz, 2019)
3.1.1 Charakteristika lokality
Podle Atlasu krajiny Slovenské republiky se oblast z klimatického hlediska člení k mírně teplé vlhké oblasti, s chladnou až studenou zimou, kde se vyskytuje průměrně méně jak 50 letních dní (teplota vzduchu ≥25 ºC) za rok. Oblast je dolinového/kotlinového charakteru s nadmořskou výškou do 500 m n. m. a průměrná roční teplota je 7,5 ºC.
Teplota vzduchu, ale také atmosférické srážky jsou nejdůležitějšími meteorologickými prvky. Rozložení srážek je nejvíce ovlivňováno geografickou polohou území, nadmořskou výškou, návětrnou stranou území a frontálními systémy. Během roku připadá nejvíce srážek na letní období (40 %). V dolinách a kotlinách se průměrně vyskytuje 30 až 35 dní
Teplota vzduchu, ale také atmosférické srážky jsou nejdůležitějšími meteorologickými prvky. Rozložení srážek je nejvíce ovlivňováno geografickou polohou území, nadmořskou výškou, návětrnou stranou území a frontálními systémy. Během roku připadá nejvíce srážek na letní období (40 %). V dolinách a kotlinách se průměrně vyskytuje 30 až 35 dní