Argille normalconsolidate

Per visualizzare il comportamento di creep osservato in condizioni triassiali, i risultati delle prove di creep vengono rappresentati sul piano [loglogt], dove la pendenza della curva di creep corrisponde al parametro m di Singh e Mitchell (1968) definito dall‟Eq. 1.5.

In condizioni triassiali,  coincide con la velocità di deformazione assiale



1. La variazione di m influisce sulle curve [loglogt] e [



₁logt], come illustrato in Figura 1.20.

In uno dei primi studi di creep in condizioni triassiali drenate e non drenate su varie argille normalmente consolidate, Singh e Mitchell (1968) hanno constatato che il parametro m varia tra 0,75 e un valore leggermente superiore a 1,0, con la maggior parte dei valori inferiori a 1,0.

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Inoltre, il valore di m è indipendente dal livello di tensione deviatorica per un determinato terreno, cioè le curve di creep hanno la stessa pendenza nel piano [

t log

log



1 ] al variare del livello tensionale.

Figura 1.20. Caratteristiche di creep per tre diversi valori di m (Augustesen et al., 2004).

Ad esempio, in Figura 1.21 sono riportate le curve di creep [log(



₁)log(t)_]

ricavate nel 1958 da Murayama e Shibata per Osaka alluvial clay, mediante prove triassiali condotte in condizioni drenate a diversi livelli di tensione deviatorica.

Si può notare che il logaritmo della velocità di deformazione diminuisce linearmente all‟aumentare del logaritmo del tempo, e la pendenza della curva è indipendente dalla tensione deviatorica. L'aumento del livello tensionale ha solo l‟effetto di traslare la retta verso l'alto, cioè di aumentare la velocità di deformazione di

creep.

Inoltre, sotto tensioni deviatoriche elevate, si ha l'insorgenza del creep terziario e della rottura per creep, segnalati da un‟inversione della pendenza della curva superiore in Figura 1.21.

Analogamente nel 1965 Campanella ha ottenuto le curve [log(



₁)log(t)] mediante prove triassiali non drenate su Remolded Illite (Figura 1.22).

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Figura 1.21. Prove di creep non drenate su Osaka alluvial clay: relazione tra velocità di

deformazione e tempo – Murayama e Shibata, 1958 (Singh e Mitchell, 1968).

Figura 1.22 Prove di creep non drenate su Remolded Illite: relazione tra velocità di deformazione e tempo – Campanella, 1965 (Singh e Mitchell, 1968).

Tuttavia, diversi autori dimostrano che m non è sempre indipendente dal livello di tensione deviatorica come ipotizzato da Singh e Mitchell (1968).

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Ad esempio, in Figura 1.23, è riportata la relazione tra la velocità di deformazione assiale e il tempo [log(



1)log(t)] ricavata da Bishop e Lowenbury nel 1969 su argille

normalmente consolidate Pancone clay mediante prove triassiali in condizioni drenate e prove edometriche (si veda Augustesen et al., 2004). Si consideri la parte del grafico compresa tra 1 e 20 giorni. Come si è visto, m1 per le prove edometriche, quindi la relazione tra deformazione e tempo è circa logaritmica. Nelle prove triassiali, invece, m aumenta con il livello di tensione deviatorica S = q/qfailure (espresso come percentuale

della tensione deviatorica a rottura), da m0,8 per S50% a m1,2 per S 85%; in altri termini, la velocità di deformazione aumenta con il livello tensionale. Il grafico in Figura 1.23 dimostra quindi che m non è sempre costante nel tempo nè indipendente dal livello di tensione deviatorica come affermato in precedenza.

Nella parte di Figura 1.23 compresa tra 20 e 100 giorni, la brusca variazione della velocità di deformazione può essere intesa come un‟instabilità limitata che riflette un cambiamento strutturale del terreno. Come indicato nella Sezione 1.2.2, secondo Kabbaj

et al. (1986), la forma ad S della curva corrisponde ad un ritardo del creep, che si

verifica nel passaggio dallo stato sovraconsolidato a quello normalconsolidato.

Figura 1.23. Prove di creep drenate e prove edometriche: relazione tra velocità di deformazione assiale e tempo per vari livelli tensionali - Bishop e Lovenbury, 1969 (Augustesen et al., 2004).

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In relazione alle prove non drenate eseguite su Remolded Illite e Osaka alluvial

clay, sono riportati, rispettivamente in Figura 1.25 e Figura 1.24, gli andamenti della

velocità di deformazione in funzione della tensione deviatorica [log(



1)q] relativi a diversi tempi di creep. A basse tensioni deviatoriche, le velocità di creep sono molto piccole e di scarsa importanza pratica. Avvicinando la tensione deviatorica alla resistenza del materiale, la velocità di deformazione diventa molto elevata e segnala l'insorgenza del collasso. Per valori intermedi della tensione deviatorica, la relazione tra

)

log(



₁ e q è praticamente lineare.

Figura 1.24. Prove di creep non drenate su Remolded Illite: relazione tra velocità di deformazione assiale e tensione deviatorica – Campanella, 1965 (Singh e Mitchell, 1968).

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Figura 1.25. Prove di creep non drenate su Osaka alluvial clay: relazione tra velocità di deformazione assiale e tensione deviatorica – Murayama e Shibata, 1958 (Singh e Mitchell, 1968).

In Figura 1.26 sul piano triassiale [pq] sono riportati i percorsi tensionali seguiti durante prove di creep in condizioni non drenate su San Francisco Bay mud: si può notare che lo stato tensionale efficace si muove verso l‟inviluppo di rottura. Ad alti livelli tensionali, i campioni possono quindi collassare per creep.

Tuttavia la resistenza dei terreni in termini di tensioni efficaci non cambia a meno che non si verifichino cambiamenti chimici, biologici o mineralogici durante il processo di creep. Ciò è illustrato schematicamente dai percorsi tensionali in Figura 1.27 per argilla normalmente consolidata, in cui si considera lo stesso inviluppo di rottura in assenza o in presenza di creep.

Come spiegato finora, la maggior parte delle indagini sperimentali sul creep dei terreni è stata condotta su campioni consolidati isotropicamente e poi sollecitati a compressione triassiale oppure consolidati in condizioni edometriche.

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Figura 1.26. Percorsi tensionali misurati durante prove di creep non drenate su San Francisco Bay

mud (pressione media iniziale pari a 392 kPa) – Arulanandan, 1971 (Mitchell e Soga, 2005).

Figura 1.27. Effetti del creep non drenato sulla resistenza di argille normalconsolidate (Mitchell e Soga, 2005).

Tuttavia, in natura molti terreni sono stati soggetti a una storia tensionale anisotropa, perciò lo stato deformativo è più spesso conforme a condizioni di deformazione piana piuttosto che di compressione triassiale. Per questo motivo sono state realizzate anche indagini che tenessero conto di questo aspetto.

Ad esempio, in Figura 1.28 sono riportati i risultati di prove di compressione triassiale e di deformazione piana su argille indisturbate Haney clay consolidate isotropicamente e in condizioni di tipo K0. Nonostante le relazioni generali tensione-

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deformazione-tempo e deformazione-velocità di deformazione-tempo siano simili, i valori possono essere notevolmente diversi. Ciò è dovuto al fatto che le deformazioni dipendono dalla storia tensionale precedente alla fase di creep.

Figura 1.28. Prove di compressione triassiale e di deformazione piana su argille indisturbate Haney

clay consolidate isotropicamente e in condizioni di tipo K0 (Campanella e Vaid, 1974).

Nel documento Effetti del creep dei terreni coesivi sulla stabilità delle torri (pagine 47-54)