2. Vann i vegmaterialer og undergrunn, terminologi

2.1. Generelt om vann

Et vannmolekyl består av ett oksygenatom og to hydrogenatomer. Hydrogenatomene danner en vinkel på 104,5° med oksygenatomet. Vannmolekylet er polart. Det vil si at oksygenatomet har en svakt negativ ladning. Oksygenatomet, som er en elektronegativ partikkel, binder elektroner tettere til seg. Derfor fortsetter hydrogenatomene å være svakt positive atomer. Lengden på forbindelsen mellom oksygen og hydrogen er 0,96 Å.


Nærmiljøets temperatur og trykk påvirker vannets tilstand på et sted. I områder med kaldt klima kan vann i vegkroppen og undergrunnen finnes i alle tre vanlige tilstandsfaser: fast (is), flytende (vann) og som gass (damp). Vannets mengde og tilstand (flytende eller frosset) har betydning for hvordan materialene i vegkroppen og undergrunnen fungerer. En skal også huske at både vannets tilstand, mengde oppløst luft og mengde kolloider har stor betydning for materialers fasthet, samt deres egenskaper når det gjelder permanent deformasjon og følsomhet for frost. Disse faktorene, samt vanlig terminologi som brukes om vann i vegmaterialer og undergrunn, er omtalt i teksten nedenfor.


Som hovedregel kan flytende vann i jord- og steinmaterialer klassifiseres som: 1) adsorbert vann, også kalt hygroskopisk vann, 2) viskøst eller kapillært vann, og 3) fritt vann. En enklere inndeling inneholder to former: a) bundet vann, og b) fritt vann.


2.2.1. Bundet vann


Adsorbert vann

Fordi vannmolekylet er polart, og fordi størstedelen av mineraloverflatene har negativ ladning, har de vannmolekylene som er nærmest mineraloverflaten svært velordnete posisjoner. Det adsorberte vannet består av to lag, som er henholdvis tett og løst bundet. Tykkelsen på det tett bundne laget er ca. 0,002 µm. Adsorbert vann kondenseres på overflaten av jordpartikler direkte fra vanndamp i luften. Omkring det tett bundne laget ligger det løst bundne laget adsorbert vann. Dette lagets tykkelse varierer mellom 0,002 µm og 0,006 µm. Salt reduserer tykkelsen av dette laget og bidrar på den måten til komprimering av materialet.

Adsorbert vann kan også kalles bundet vann fordi det kan virke som “bindemiddel” mellom jordpartikler, og på den måten gi materialet strekkfasthet. Derfor kalles tørre ubundne materialer i noen land også “vannbundne” materialer.

Mengden adsorbert vann bestemmes også av mineralenes spesifikke overflateareal. Jo større spesifikk overflate, desto høyere innhold av adsorbert vann. F.eks. kan jernoksider adsorbere store mengder vann, men dette vannet fører ikke til at materialene fungerer dårlig.

Viskøst eller kapillært vann

Fuktighet i jord som ikke er bundet til mineralkorn som hygroskopisk vann, og som ikke påvirkes av tyngdekraften, kalles vanligvis viskøst eller kapillært vann. Kapillært vann kan også deles inn i “indre” og “ytre” lag. Ved komprimering er vanninnholdet i vegmaterialer optimalt der det indre kapillære laget går over i det ytre kapillære laget. Kapillære krefter er svært viktige for telehiv i veger.

Menisk/overflatehinne

Kapillære menisker, også kalt overflatehinne, dannes mellom partikler og luft i umettede jordarter og materialer. Tykkelsen av dette grensesnittet mellom luft og vann er bare noen få molekyllag, men det har stor betydning i jordarters mekanikk på grunn av dets evne til å tåle strekkpåkjenninger. Denne egenskapen kalles overflatestrekk. Størrelsen på overflatestrekket avhenger av temperaturen. Når temperaturen øker blir overflatestrekket mindre.


Det er et faktum at et materiale som tørker har bedre fasthet ved samme vanninnhold enn et materiale som blir våtere. Det blir forklart slik at meniskene er konkave og har bedre struktur under tørking enn når de er konvekse og nye molekyler kommer til og bryter opp den molekylære meniskstrukturen. Dette fenomenet kalles hysterese.

Meniskene eller overflatehinnen har stor betydning for matrikssug, som omtales senere i denne leksjonen.

2.2.2. Fritt vann

Fritt vann (også kalt gravitasjonsvann) beveger seg gjennom hulrom i jorda under påvirkning av tyngdekraften. Det er viktig å kjenne til fritt vann fordi vegens dreneringssystem påvirkes av mengden slikt vann. Mye fritt vann fører raskt til at bæreevnen reduseres. Det svekker også vegkanter og gir setninger og erosjon der. Fritt vann er en viktig faktor i fryse-tineprosessen. Om høsten, når temperaturen i jord og mineralholdige materialer synker under 0°C, fryser det frie vannet ved at det først dannes sekskantete krystaller som igjen fører til økt volum. Dermed oppstår telehiv.

2.2.3. Mettede og umettede materialer


Materialer som belastes av trafikk oppfører seg svært forskjellig avhengig av om de er mettet med vann eller umettet. I mettede materialer er alle porene fylt med vann, slik det er tilfelle for materialer under grunnvannsspeilet. I umettede materialer inneholder hulrommet i porene både luft og vann. Det er viktig å være klar over at i slike blandinger av mineraler, vann og luft er luften det eneste materialet som er kompressibelt, og at luft kan bli delvis oppløst i vann under høyt trykk.

2.2.4. Porøsitet, poretall og metning

Porøsitet


For materialer i vegkroppen og undergrunnen betyr begrepet porøsitet (n) hulromsvolumet i % av totalt volum. Det beregnes slik

n = (Vv (100)) / V, der

Vv= volum av hulrom, V = totalt volum

Porøsiteten varierer avhengig av jordart. Typiske verdier er vist i tabellen:

Referanse: Soil mechanics for unsaturated soil

Jordart Maks. porøsitet (%) Min. porøsitet (%)
siltig sand 47 29
ren fin til grov sand 49 17
sandig eller siltig leire 64 20
leire 71 33

Poretall


Poretallet (e) er bestemt som forholdet mellom hulrommets volum og volumet av faste jordpartikler. Det beregnes med følgende ligning:

e = Vv / Vs , der

Vv= volum av hulrom, Vs = volum av fast jord

Poretallet varierer også avhengig av jordart. Typiske verdier er vist I tabellen:

Referanse: Soil mechanics for unsaturated soil

Jordart Maks. poretall, e Min. poretall, e
siltig sand 0.90 0.30
ren fin til grov sand 0.95 0.20
sandig eller siltig leire 1.80 0.25
leire 2.40 0.50

Metning


Prosent hulrom som inneholder vann uttrykkes som metningsgrad (S).

S = (Vw(100)) / Vv , der

Vw= volum av vann, Vv = volum av hulrom

Umettede jordarter kan videre deles inn i ytterligere tre grupper, avhengig av om luftfasen er “sammenhengende” eller “lukket”. Klassifiseringen kan gjøres etter metningsgrad.

  • S < 80%, umettet jord med sammenhengende luftfase
  • S > 90%, umettet jord med lukkete luftbobler
  • 80% < S < 90%, overgangssone mellom sammenhengende luftfase og lukkete luftbobler.

80 %-grensen er viktig når en drøfter dynamiske belastninger som skyldes trafikk i bevegelse. Den betyr at vegmaterialene må ikke være helt mettet før de begynner å fungere annerledes.

2.3. Samvirke mellom luft og vann

2.3.1. Blandinger av luft og vann

Luft og vann kan opptre sammen som blandbare og/eller ikke-blandbare forbindelser. Den ikke-blandbare forbindelsen er en kombinasjon av fri luft og fritt vann uten noe samvirke. Overflatehinnen danner skillet mellom luft og vann. En blandbar forbindelse som inneholder luft og vann kan finnes i to former: luft oppløst i vann, eller vanndamp i luften. Luft som er oppløst i vann kan ha et volum som er omtrent 2 % av vannets volum.


Når et materiale i en veg eller i undergrunnen, med vann i mer enn 80 % av hulrommet, utsettes for en last begynner luften å blande seg med vannet. Prosessen der luft løses opp i vann kan deles i to trinn. Først komprimeres luften (Boyles lov), og deretter løses luften opp i vannet (Henrys lov). Mengden vann som løses opp i vann er tidsavhengig. Når lasten fjernes foregår det en motsatt prosess som kan ta lengre tid. Denne prosessen kan forklare vegmaterialers “rekonvalesenstid” og deres viskoelastiske virkemåte.


2.3.2. Kompressibilitet


Måten som umettede jordarter og vegmaterialer virker på mekanisk henger direkte sammen med endringer i porelufttrykk og porevannstrykk. Trykktilstanden i porene kan deles i to klasser: 1) Poretrykk som skyldes at vann renner eller siver gjennom jord, og 2) poretrykktilstand som skyldes at en ytre last påføres.

Luft og vann i porene strømmer ikke ut av jorda når den komprimeres. Volumendringer i porevæsken (dvs. fri luft, vann og luft oppløst i vannet) vil avhenge av endringer i porelufttrykk og porevannstrykk. Trykket i poreluft og porevann vil øke når umettet jord komprimeres.


2.3.3. Oppløselighet

Demonstrasjon som viser virkningen av gjentatte belastninger på et vegmateriale som er nesten mettet (dvs. metningsgrad 85-95 %). Under hjullasten øker den dielektriske verdien av materialet på grunn av en redusert mengde luft med dielektrisk verdi lik 1 (fritt vann har en dielektrisk verdi lik 81). Noe av luften løses opp i porevannet, og det tar tid før denne oppløste luften går tilbake til luftporene. Denne prosessen gir økt dielektrisk verdi som funksjon av gjentatte aksellaster.

Volumet av oppløst luft i vann avhenger hovedsakelig av luft- og vanntrykk. Luftens oppløselighet kan uttrykkes ved loven om ideelle gasser og Henrys lov. Loven om ideelle gasser sier at den oppløste luften har et absolutt trykk lik det absolutte trykket for fri luft i en tilstand av likevekt. Likevektstilstanden oppstår der trykket er det samme i den frie luften og den oppløste luften. Hvis belastningen deretter økes gjentas denne prosessen.

2.4. Kjemiske og elektriske egenskaper hos vann i jord- og steinmaterialer

2.4.1. Kjemiske komponenter i vann

Vannet i jord- og steinmaterialer inneholder vanligvis uorganiske og organiske bestanddeler i mange former. De kan enten være oppløselige eller komponenter i en stabil blanding. Den sistnevnte varianten er viktig for materialenes mekaniske virkemåte. De viktigste komponentene er omtalt nedenfor:

a. Ioner To typer ioner finnes alltid i vann: 1) kationer, og 2) anioner. Et kation er et ion med færre elektroner enn protoner, noe som gir ionet en netto positiv ladning. Slike positive ioner tiltrekker seg negative “hjørner” av vannmolekyler, og motsatt. Et anion er derimot et ion med flere elektroner enn protoner. Det gir ionet en netto negativ ladning.

b. Organiske forbindelser. Organiske forbindelser i vegmaterialer øker deres evne til adsorpsjon av vann. På den måten reduseres deres motstandsevne mot permanente deformasjoner. Det kan en f.eks. se på grusveger der slitelaget har stort innhold av organiske forbindelser. Slitelaget blir da lett glatt og gir dårlig friksjon under nedbør. I tillegg til høy plastisitet og dårlig fasthet kan organisk innhold i vegmaterialer gi økt kompressibilitet og krymping. Det fører igjen til sprekkdannelse når materialet tørker opp.

Demonstrasjon som viser hvordan kolloider oppfører seg i teleløsningen om våren. Når telen begynner å tine slippes kolloider ut i porevannet under belastning. Samtidig øker verdien av elektrisk ledningsevne til et maksimumsnivå. Når kolloidene størkner reduseres den elektriske ledningsevnen.

c. Innblandete kolloidale partikler. For å forstå hvordan porevannet virker er det viktig å forstå hvilke egenskaper kolloidale partikler i porevannet har under ulike forhold. Kolloidale partikler defineres til å befinne seg mellom oppløste stoffer og innblandete partikler med en partikkelstørrelse på 10-6 – 10-9 m. Kolloiders viktigste egenskaper er høy plastisitet og adsorpsjon av molekyler. Kolloider i vegmaterialer og undergrunn kan klassifiseres i: a) hydrofile kolloider, og b) hydrofobe kolloider.

En har ikke vært tilstrekkelig oppmerksom på hva kolloidale partikler betyr for hvordan materialer i vegkroppen og undergrunnen oppfører seg. En årsak til dette er størrelsen, da de er mye mindre enn leirpartikler. Derfor er de også svært vanskelig å analysere.

Gjennom forskning i Finland om materialer som fungerer dårlig har en funnet ulike typer kolloider i de materialene som har vært undersøkt. Kolloider ble også observert i data fra Percostation-overvåking av teleløsning. De viser at i begynnelsen av den perioden når det øverste laget svekkes, mens vegmaterialene ennå tiner, er det alltid en toppverdi for elektrisk ledningsevne. Det kan forklares med en økning i mengde kolloider som frigjøres fra overflaten av leirmaterialer til vannfasen. Samtidig blir vegens overflate svært plastisk. Senere faller den elektriske ledningsevnen, noe som tyder på at kolloidene klumper seg sammen. På dette tidspunktet begynner materialene i overflatelaget å tørke, og de mister da sin plastisitet. Kolloidenes størkning og sammenklumping styres av porevannets pH-verdi.

Leirmineraler og kolloider kan sammenlignes med organiske komponenter av tilsvarende størrelse. Leirmineraler har størrelse som bakterier og kolloider som virus. I framtida kan en kanskje komme til at kolloidene er like farlige for vegenes “helsetilstand” som virus er for mennesker…

d. Ioner som er adsorbert på innblandete partikler Hydrofile kolloider adsorberer til sin overflate hydratiserte ioner som er omgitt av løst bundet vann. Det fører til at alle hydrofile kolloider blir omgitt av en væskemembran. Under lastsykluser kan dette gi økt poretrykk.

Porevannets pH-verdi

En av de viktigste kjemiske egenskaper hos porevannet i vegmaterialer er pH-verdien. pH-verdien betyr mye for hydrogenforbindelser i materialer og dermed også for strekkreftene. Hvis et materiales innhold av salt og/eller karbondioksid øker vil materialets pH-verdi minske. Lav pH vil øke strekkreftene mellom de positivt ladete mineralhjørnene og negativt ladete mineraloverflater. Det fører igjen til at partikler i porevannet klumper seg sammen eller forblir i klumper på mineralets overflate. Motsatt vil partiklene forbli blandet inn i porevannet hvis vannets pH er høy. Materialet blir da lettere utsatt for permanent deformasjon.

2.4.2. Vannets elektriske egenskaper

De elektriske egenskapene hos materialer i vegkroppen og undergrunnen kan beskrives ved deres evne til magnetisk påvirkning, elektrisk ledningsevne og dielektrisk verdi. Av disse kan en se bort fra magnetisk påvirkning i Den nordlige periferi. Derimot kan dielektrisk verdi og elektrisk ledningsevne bety noe for en rekke forhold som påvirker vegens funksjonsevne. Ved å måle og analysere disse parametrene kan en få informasjon om en rekke forhold, som f.eks. følsomhet for permanent deformasjon, telefarlighet, vanninnhold, innhold av flytende vann i frosset jord, finstoffinnhold, kloridinnhold, samt skader på asfalt og betong.


Den dielektriske verdien gir et mål for volumetrisk vanninnhold i et materiale. Den gir også informasjon om mengde fritt vann i materialet ved å måle hvordan polare molekyler beveger seg i et elektrisk felt av vekselstrøm.

Flere faktorer kan påvirke elektrisk ledningsevne og dielektrisitet:

  • mediets struktur og sammensetning
  • størrelsen på elementer i strukturen
  • elementenes elektrokjemiske egenskaper
  • porøsitet
  • volumetrisk vanninnhold
  • fordeling av vann (mengde fritt vann)
  • konsentrasjon av ioner
  • temperatur
  • trykk
  • densitet

2.5. Vanninnhold og metoder for å bestemme det

Når det er snakk om vann og materialegenskaper i vegen og undergrunnen er “vanninnhold” det mest populære begrepet. Men vanninnhold er et generelt begrep. Det bør alltid defineres klart om det gjelder gravimetrisk vanninnhold eller volumetrisk vanninnhold, samt hvordan innholdet er målt, f.eks. om det bare omfatter fritt vann eller inkluderer bundet vann. I avsnittene som følger drøftes definisjoner på gravimetrisk og volumetrisk vanninnhold, samt målemetoder for disse.


2.5.1. Gravimetrisk og volumetrisk vanninnhold


Det gravimetriske vanninnholdet (w) i et materiale defineres som forholdet mellom vannets vekt og det faste stoffets vekt.

w(%) = (Mw(100)) / Ms ,der

Mw= vannets vekt, Ms = faste jordpartiklers vekt

Det innebærer at materialets mineralogi og densitet betyr mye for det gravimetriske vanninnholdet. Verdier for gravimetrisk vanninnhold i ulike typer materiale kan derfor ikke sammenlignes. Gravimetrisk vanninnhold gir heller ingen informasjon om materialets densitet eller metningsgrad. Til tross for disse manglene er likevel gravimetrisk vanninnhold den mest brukte parameter for å angi vanninnhold fordi det et lett å måle.

Det volumetriske vanninnholdet (?w) i et materiale defineres som forholdet mellom vannets volum og totalt volum.

?w = (Vw / V , der

Vw= vannets volum, V = totalt volum av jordmaterialer

Volumetrisk vanninnhold ser bort fra mineralenes tørre densitet og er en bedre parameter for å vurdere hvordan materialer i vegkroppen og undergrunnen fungerer mekanisk. Det er fordi volumetrisk vanninnhold også kan uttrykkes som funksjon av porøsitet, metningsgrad og poretall:

?w = (SVv) / V , der

S = metningsgrad, Vv= volum av hulrom, V = totalt volum av jordmaterialer

eller

?w = Se / (1+e), der

S = metningsgrad, e = poretall

For å beregne forhold mellom volum og vekt er det nyttig å kjenne noen fakta om jordartens densitet. Total densitet og tørr densitet er er det mest brukte definisjonene. En jordarts totale densitet (?) er forholdet mellom total vekt og jordartens totale volum./p>

? = M / V, der

M = total vekt, V = jordartens totale volum

En jordarts tørre densitet (?d) defineres som forholdet mellom vekten av faste jordpartikler og jordartens totale volum.

? = Ms / V, where

Ms = vekt av fast jord, V = jordartens totale volum

Maks. og min. tørr densitet varierer mellom ulike materialer. Noen typiske eksempler er vist I tabellen nedenfor:

Refarence: Fredlund D. G. and Rahardjo H.: Soil mechanics for unsaturated soil

Jordart Maks. densitet ? ( kg / m3 ) Min. densitet ? ( kg / m3 )
siltig sand 2034 1394
ren fin til grov sand 2210 1362
sandig eller siltig leire 2162 961
leire 1794 801

Volumetrisk vanninnhold er ofte mer hensiktsmessig å bruke enn gravimetrisk vanninnhold fordi det lettere kan tilpasses beregninger av vannstrømmer og økning eller reduksjon av jordartens vanninnhold. De to ulike måtene for å beregne vanninnhold forklarer forskjeller mellom ulike undersøkelser, etter som gravimetrisk vanninnhold avhenger av materialets totale densitet og er ca. 1,5 – 2 ganger mindre enn volumetrisk vanninnhold.


Komprimeringsgraden påvirker vanninnholdet. Et komprimert materiale har høyere volumetrisk vanninnhold enn et løst materiale. Under komprimering blir volumet av hulrom (dvs. delvis vannfylte porer) mindre fordi jordpartiklene pakkes tettere sammen.



Når jordpartiklene pakkes tettere under komprimeringen løsner vann som er bundet til partiklene og går over til fritt vann. Det gir en økning i den dielektriske verdien etter hvert som mengden ubundet vann øker.

2.5.2. Tradisjonelle metoder for laboratorieprøving

Det finnes flere metoder for å måle gravimetrisk vanninnhold i laboratoriet. De mest brukte er metoden med tørking i varmluftovn (tørkeskap) og kalsiumkarbid CaC2 -gasstrykkmetoden.


Den enkleste måten for å bestemme gravimetrisk vanninnhold er varmluftovnmetoden. En jordprøve med naturlig innhold av fuktighet veies først, og tørkes deretter i en varmluftovn ved temperatur 105°C ± 5°C. Tørketiden avhenger av ulike parametre som jordart, prøvens størrelse og ovnens egenskaper. Vanligvis er 16-24 timer tilstrekkelig. Tørkingen bør ta så lang tid det trenges for at prøven skal oppnå en konstant vekt. Etter at prøven er tørket veies den på nytt, og det gravimetriske vannholdet beregnes med ligningen nedenfor:

w = (m1 – m2) / (m2 – mc) * 100 = mw / md * 100, der

w = vanninnhold,
m1 = vekt av beholder + våt prøve,
m2 = vekt av beholder + tørr prøve,
mc = beholderens vekt,
mw = vannets vekt,
md = den tørre prøvens vekt

Metoden med måling av kalsiumkarbidgasstrykk bygger på den kjensgjerning at vann i en jordprøve absorberes av kalsiumkarbonat og danner acetylengass som følge av en kjemisk reaksjon. Acetylengassens trykk er direkte proporsjonalt med mengden acetylen og dermed også med vannmengden i prøven. Vanninnhold som måles på denne måten er også gravimetrisk vanninnhold.



Det finnes ingen spesifiserte metoder for laboratoriemåling av volumetrisk vanninnhold. Men vanligvis måles først prøvens nøyaktige volum. Deretter tørkes den i en lignende ovn som ved måling av gravimetrisk vanninnhold. Slik bestemmes vannets og materialets vekt. Etter at materialets densitet er bestemt med forskjellige metoder kan det volumetriske vanninnholdet beregnes ut fra den forutsetning av vannets densitet er 1.0 g/cm3.

2.5.3. Andre metoder for laboratorie- og feltundersøkelser

Vanninnhold kan måles i laboratoriet og i felten med en rekke instrumenter og prøvemetoder. Nå er “ekkometer/TDR”-sonder (TDR = Time Domain Reflectometry) den mest populære metoden for feltmåling av jordarters vanninnhold. Andre metoder som kan brukes til slike målinger er sensorer som måler kapasitans og georadar. Nukleære målinstrumenter og nukleær magnetisk resonans (NMR) brukes noen ganger. Elektrisk ledningsevne har også vært brukt for å måle vanninnhold. Men denne metoden er ikke pålitelig da den kan påvirkes av temperatur og kolloiders tilstand. Gode metoder er TDR, kapasitansbaserte sonder og georadar, som alle måler materialets dielektriske verdi, som igjen er en funksjon av det volumetriske vanninnholdet. På grunnlag av målefrekvensen som er brukt i slike målinger kan det gjøres et grovt anslag av mengden fritt og bundet vann i materialet. Disse metodene er beskrevet nedenfor.


Ved TDR-metoden sendes en elektromagnetisk puls gjennom jordarten, og det registreres endringer i dielektriske egenskaper (dielektrisk verdi, dielektrisitetskonstant). Når TDR brukes for å måle vanninnhold i frossen jord bør en merke seg at frossen jord har en dielektrisitetskonstant på ca. 4, ikke 1 som har vært antatt i noen tidligere undersøkelser.


Kapasitansbaserte sensorer kan brukes for å måle en jordarts volumetriske vanninnhold ved at jordartens dielektriske verdi måles. Sensorene oppdager eventuelle endringer i innholdet av fritt vann i materialet ved å måle endringer i kapasitans sammenlignet med kapasitans i luft. Frekvensen som brukes ved målingene er vanligvis 50 – 100 MHz. Kapasitansbaserte sensorer kan brukes i jordarter med høyt saltinnhold, der TDR-metoden ikke kan brukes. For å få pålitelige målinger er det svært viktig at sensoren har god kontakt med jord. Ved måling av vanninnhold må sensorene kalibreres for den spesifikke jordarten. Kapasitansbaserte sensorer anbefales av ROADEX-prosjektet for bruk i TST-undersøkelser (“Tube Suction Test”) der følsomhet for fuktighet og telefarlighet i bærelagsmaterialer skal vurderes. Det samme gjelder for prøving av materialer som brukes til stabilisering og behandling av bærelag.

Referanse: Kolisoja & Vuorimies rapport: Material Treatment Techniques

Georadar er en ikke-destruktiv metode for målinger i grunnen. Den kan brukes for å undersøke veger, jernbaner, bruer, flyplasser, miljøvernobjekter osv. Metodens største fordel er at den gir et sammenhengende profil gjennom vegkroppen og undergrunnen. Derfor blir metoden stadig viktigere, spesielt ved vurdering av lavtrafikkvegers strukturelle tilstand. Videre er det en stor fordel for undersøkelser på veg at den ikke gir problemer for annen trafikk som bruker vegen.


Metoden er basert på at elektromagnetisk energi sendes som korte pulser gjennom materialer ved bruk av enten en luftkoblet eller en jordkoblet antenne. Når en elektromagnetisk bølge treffer et grensesnitt mellom materialer med ulik dielektrisitetskonstant blir en del av bølgen reflektert tilbake til overflaten, og mottakerens antenne fanger den opp. Resten av bølgen fortsetter enten til underliggende materiallag, eller den spres i mange retninger. Materialenes dielektriske verdi kan måles med ulike sonderingsteknikker for georadar (f.eks. WARR, CMP). Metoden med refleksjon til den luftkoblete antennen kan også brukes for å finne vann. Fuktige områder og flytende vann i frossen jord eller vegkropp kan også lokaliseres ut fra georadardata.


2.6. Vann og termodynamikk

2.6.1. Generelt, termodynamisk balanse


Sesongvariasjoner betyr mye for hvordan vegkonstruksjoner i Den nordlige periferi fungerer ved skiftende jordtemperaturer og volumetriske vanninnhold. Fryse-tineprosesser er en viktig årsak til vegskader og til det faktum at mer enn halvparten av dekkeskadene på vegnettet i nord oppstår om våren. I den svakeste perioden om våren kan en eneste tung bil gjøre betydelig skade på vegen. For å forstå prosessene som er årsak til slike problemer er det viktig å forstå noe grunnleggende termodynamikk.


En veg er et termodynamisk system som utveksler materialer og energi med omgivelsene. Det heter at et slikt system er i termodynamisk balanse hvis det ikke endres over tid. Forutsetningene for slik balanse er: temperaturbalanse, kjemisk balanse og mekanisk balanse. En vegkonstruksjon som utsettes for dynamiske trafikkbelastninger, og som fryser om vinteren og tiner og varmes opp om sommeren, tilfredstiller ikke disse kriteriene. Når en veg er ute av termodynamisk balanse er vann det viktigste stoff som overfører krefter som kan rette opp mangelen på stabilitet.


2.6.2. Sugeegenskaper hos umettede jordarter og vegmaterialer


I jord og ubundne materialer med lavt vanninnhold fører sug til strekkpåkjenninger mellom jordpartiklene i porevannet og økt fasthet i materialet, noe som igjen gir høye modulverdier. Hvis vanninnholdet deretter øker reduseres suget. Det skjer inntil det positive poretrykket ved høyt vanninnhold reduserer materialets evne til å stå imot permanent deformasjon. For den mekaniske funksjonaliteten av materialer i vegkroppen og undergrunnen er de viktigste former for sug: 1) matrikssug, 2) osmotisk sug, og i områder med kaldt klima, 3) “frysesug” (kapillært sug). Summen av matrikssug og osmotisk sug kalles “totalt sug”.


Matrikssug bestemmes stort sett av poretall, størrelse av hulrom og finstoffinnhold i materialet, mens mengden ioniske forbindelser påvirker nivået av osmotisk sug. Et godt eksempel på sug i veger er når det oppstår strekkfasthet i slitelagsmaterialet på en grusveg, og støvdannelse kan motvirkes ved å tilsette et støvbindingsmiddel. Økning av finstoffinnholdet i et slitelag gir økt matrikssug, mens tilsetning av støvbindingsmidler (klorider) gir økt osmotisk sug.


Kapillært “frysesug” inntreffer når temperaturen i vegkroppen eller undergrunnen faller under 0°C. Dette kapillære suget er uavhengig av det “totale” suget. Kapillært sug er den kraft som får vann (hvis det finnes) til å strømme mot telefronten og omdannes til is der.

2.7. Grunnvannssonen – kapillærvannssonen – markvannssonen


Vann i vegkroppen og undergrunnen kan deles inn i to eller tre hovedsoner, der de termodynamiske kreftene er forskjellige. Den nederste sonen er grunnvannssonen. Der er porene i materialet fullstendig mettet med vann. Grunnvannsspeilet danner skillet mellom den umettede og den mettede sonen. Den umettede sonen kalles også markvannssonen, mens den mettede sonen som sagt kalles grunnvannssonen.

Markvannssonen kan igjen deles inn i tre “undersoner”:

  • kapillærvannssonen,
  • en mellomliggende markvannssone (adsorpsjonsvannssonen), og
  • overflatevannssonen.

Kapillærvannssonen befinner seg over grunnvannsspeilet, og vann i kapillærvannssonen suges opp fra grunnvannsspeilet ved matrikssug. Som tidligere omtalt reguleres kapillærkreftene (matrikssuget) av fordelingen av størrelser på porene i materialet. Den kapillære sugehøyden vil øke ved mindre porestørrelse. Tykkelsen av kapillærvannssonen kan variere fra noen få centimeter (ved grovkornige jordarter) til noen meter (ved finkornige jordarter).


I adsorpsjonsvannssonen holdes vannet på plass av sugekrefter. Når overflatelaget (vegdekket) er i god stand og ugjennomtrengelig holdes vannmengden i denne sonen relativt stabilt med et vanninnhold som tilsvarer feltkapasiteten eller nær denne. I teleløsningen om våren eller i våte perioder kan vanninnholdet bli høyere. Når det er sprekker i vegdekket strømmer vann gjennom adsorpsjonsvannsonen til kapillærvannssonen.


Overflatevannssonen er nærmest overflaten. Når vegdekket eller grusslitelaget er i god stand bør vanninnholdet i denne sonen være relativt konstant, nær feltkapasiteten eller lavere, avhengig av atmosfæriske forhold i luften. Når vegdekket har sprekker eller andre skader kan vann fra vegens overflate renne inn i overbygningen gjennom sprekkene. I regnværsperioder kan vanninnholdet i overflatevannssonen øke, og materialet i sonen kan bli fullstendig mettet.

2.8. Hva som skjer når en veg eller jord fryser


Ulike prosesser og krefter begynner å prege det som skjer i grunnen når temperaturen faller under 0?C og vannet i grunnen begynner å fryse. Vannet fryser først i de største vannfylte hulrommene; med andre ord fryser fritt vann først ved temperaturer mellom 0? og – 0.5?. På dette tidspunktet oppstår et sterkt kapillært sug ved telefronten. Det er i stand til å fange opp og adsorbere molekyler ganske langt under telefronten hvis der finnes fritt vann. Det fører til at porene utvides og materialene i et lag i vegen løsner fra hverandre. Når et slikt materiale senere tiner produseres overflødig vann i laget. Det svekker dette laget og gjør det følsomt for permanent deformasjon.


Finkornige jordarter har et stort spesifikt overflateareal og kan holde på mye ufrosset adsorbert vann når temperaturen faller under 0?C. Under -0,5? begynner det adsorberte vannet å fryse og vann strømmer til telefronten.

Demonstrasjon som viser fryseprosessen ved raskt temperaturfall (f.eks. -10°C). Når frysingen skjer raskt får ikke vannet tid til å strømme til telefronten før materialet fryser fullstendig. Resultatet er at vannstrømmen til telefronten opphører. I dette tilfellet vil hiv og volumutvidelser på grunn av tele bli ganske små.
Demonstrasjon som viser prosessen når temperaturen faller langsomt. Nå tar frysingen lengre tid, og vannet får god tid til å strømme til telefronten og danne islinser. I dette tilfellet vil hiv og volumutvidelser på grunn av tele bli ganske omfattende.

Høyden av telehiv avhenger også delvis av temperaturen i omgivelsene. Hvis temperaturen faller raskt, f.eks. til -10°C, vil ikke islinsene få tid til å vokse like mye som ved saktere temperaturfall. Mengden ufrosset vann i grunnen påvirkes av jordartens mineralogiske egenskaper, saltinnhold, korngradering, jordpartiklenes spesifikke areal og strekkrefter i overflaten.

Andre referanser enn informasjon og publikasjoner fra ROADEX som er brukt i dette kapitlet: Andrew Dawson: Water in road structures D. G. Fredlund & H. Rahardjo: Soil mechanics for unsaturated soil

Choose another lesson Back to Roadex Network