T.C. NİĞDE ÜNİVERSİTESİ FEN BİLİMLERİ ENSTİTÜSÜ İNŞAAT MÜHENDİSLİĞİ ANABİLİM DALI

Transkript

1 T.C. NİĞDE ÜNİVERSİTESİ FEN BİLİMLERİ ENSTİTÜSÜ İNŞAAT MÜHENDİSLİĞİ ANABİLİM DALI KİL MİNERALLERİ AÇISINDAN İNCE DANELİ ZEMİNLERİN FİZİKO-KİMYASAL ÖZELLİKLERİ İLE KIVAM LİMİTLERİ ARASINDAKİ İLİŞKİLER YUNUS EMRE ÖZTÜRK Ağustos 2012

2

3 T.C. NİĞDE ÜNİVERSİTESİ FEN BİLİMLERİ ENSTİTÜSÜ İNŞAAT MÜHENDİSLİĞİ ANA BİLİM DALI KİL MİNERALLERİ AÇISINDAN İNCE DANELİ ZEMİNLERİN FİZİKO-KİMYASAL ÖZELLİKLERİ İLE KIVAM LİMİTLERİ ARASINDAKİ İLİŞKİLER YUNUS EMRE ÖZTÜRK Yüksek Lisans Tezi Danışman Doç.Dr. Osman SİVRİKAYA Ağustos 2012

4 Yunus Emre ÖZTÜRK tarafından Doç.Dr. Osman SİVRİKAYA danışmanlığında hazırlanan Kil Mineralleri Açısından İnce Daneli Zeminlerin Fiziko-Kimyasal Özellikleri ile Kıvam Limitleri Arasındaki İlişkiler adli bu çalışma jürimiz tarafından Niğde Üniversitesi Fen Bilimleri Enstitüsü Anabilim Dalında Yüksek Lisans tezi olarak kabul edilmiştir. Baskan : Doç.Dr. Osman SİVRİKAYA Niğde Üniversitesi Üye : Doç.Dr. Cafer KAYADELEN Kahramanmaraş Sütçü İmam Üniversitesi Üye : Yrd.Doç.Dr. Burak UZAL Niğde Üniversitesi ONAY: Bu tez, Fen Bilimleri Enstitüsü Yönetim Kurulunca belirlenmiş olan yukarıdaki jüri üyeleri tarafından././20... tarihinde uygun görülmüş ve Enstitü Yönetim Kurulu nun././20... tarih ve... sayılı kararıyla kabul edilmiştir.././2012 Doç. Dr. Osman SİVRİKAYA MÜDÜR

5 TEZ BİLDİRİMİ Tez içindeki bütün bilgilerin bilimsel ve akademik kurallar çerçevesinde elde edilerek sunulduğunu, ayrıca tez yazım kurallarına uygun olarak hazırlanan bu çalışmada bana ait olmayan her türlü ifade ve bilginin kaynağına eksiksiz atıf yapıldığını bildiririm. Yunus Emre ÖZTÜRK

6 ÖZET KİL MİNERALLERİ AÇISINDAN İNCE DANELİ ZEMİNLERİN FİZİKO- KİMYASAL ÖZELLİKLERİ İLE KIVAM LİMİTLERİ ARASINDAKİ İLİŞKİLER ÖZTÜRK, Yunus Emre Niğde Üniversitesi Fen Bilimleri Enstitüsü İnşaat Mühendisliği Anabilim Dalı Danışman : Doç. Dr. Osman SİVRİKAYA Ağustos 2012, 103 sayfa Killerin davranışında fiziko-kimyasal özellikler olan kimyasal içerik ile katyon değişim kapasitesi ve özgül yüzey alanı önemli rol oynamaktadır. Killerin kıvam parametreleri bilinmesi halinde yaklaşık mineral türü, fiziko-kimyasal özellikleri dolayısıyla davranışı hakkında tahminde bulunulabilir. Bu tez çalışmasında, literatürden toplanıp derlenen verilere göre kilin mineral türüne göre fiziko-kimyasal özellikleri ile kıvam limitleri arasındaki veriler analiz edilip ilişkiler araştırılmıştır. Geoteknik mühendisliği için yaygın kil mineralleri kabul edilen Kaolinit, İllit ve Montmorillonit için, mineral tipi ile kimyasal içerik arasında veriler bir uyumluluk göstermiş olup derlenen verilerden elde edilen ortalama kimyasal içerik oranları teorik kil mineral oranları ile uyumlu olduğu gözlenmiştir. Mineral tipine göre, kıvam limitleri ile katyon değişim kapasitesi ve özgül yüzey alanı arasında ilişkiler geliştirilmiştir. Anahtar kelimeler: Geoteknik, kil, kil minerali, kıvam limitleri, fiziko-kimyasal özellikler. iv

7 SUMMARY CORRELATIONS BETWEEN PHYSICO-CHEMICAL PROPERTIES OF FINE- GRAINED SOILS AND THEIR CONSISTENCY LIMITS IN TERMS OF CLAY MINERALS OZTURK, Yunus Emre Nigde University Graduate School of Natural and Applied Sciences Department of Civil Engineering Supervisor : Assoc. Prof. Dr. Osman SIVRIKAYA August 2012, 103 pages Physico-chemical properties of clays such as the chemical content, caution exchange capacity and specific surface area play an important role in their behavior. As the consistency parameters of clays are known, their mineral types and physico-chemical properties can be approximately estimated, thus, some predictions on their behaviors can be made. In this thesis, data compiled by collecting from the literature are analyzed and examined relationships between the consistency limits and physico-chemical properties of clay minerals in terms of clay mineral types. For kaolinite, illite and montmorillonite adopted as common clay minerals in geotechnical engineering, data collected have shown compatibility between the mineral type and chemical contents and it is also observed that the average chemical content ratios of clay mineral obtained from data are consistent with those of theoretical clay minerals. The relations between consistency parameters and the specific surface area, caution exchange capacity are developed in terms of mineral types. Keywords: Geotechnics, Clay, clay minerals, consistency limits, physico-chemical properties. v

8 ÖN SÖZ Bu yüksek lisans çalışmasında genel anlamda killerin fiziko-kimyasal, indeks ve mekanik özellikleri özetlenmiş ve kil mineralleri türüne göre literatürden toplanıp derlenen verilere göre kilin fiziko-kimyasal özellikleri ile kıvam limitleri arasındaki değişim analiz edilip irdelenmiştir. İnce daneli zeminlerin özelliklede killerin davranışında fiziko-kimyasal özellikler olan kimyasal içerik ile katyon değişim kapasitesi ve özgül yüzey alanı önemli rol oynadığı tespit edilmiştir. Bununla beraber killerin kıvam parametreleri bilinmesi halinde yaklaşık mineral türü, fiziko-kimyasal özellikleri dolayısıyla davranışı hakkında tahminde bulunmamıza yardımcı olacağı ortaya çıkmıştır. Yüksek lisans tez çalışmamın yürütülmesi esnasında, çalışmalarıma yön veren, bilgi ve yardımlarını esirgemeyen ve bana her türlü desteği sağlayan danışman hocam, Sayın Doç. Dr. Osman SİVRİKAYA' ya en içten teşekkürlerimi sunarım. Bu tezi, sadece bu çalışmam boyunca değil, tüm öğrenim hayatım boyunca maddi ve manevi koruyuculuğumu üstlenen babam Mehmet ÖZTÜRK e, annem Hanife ÖZTÜRK e, kardeşlerime, mesai arkadaşlarım Erdinç ÖKSÜZ e, Mustafa Emre OKUR a ve hayat arkadaşım olmasını istediğim Ece ALPTEKİN e ithaf ediyorum. vi

9 İÇİNDEKİLER ÖZET...iv SUMMARY..v TEŞEKKÜR....vi İÇİNDEKİLER DİZİNİ.vii ÇİZELGELER DİZİNİ ix ŞEKİLLER DİZİNİ..x FOTOĞRAFLAR DİZİNİ...xi KISALTMALAR ve SİMGELER..xii BÖLÜM I. GİRİŞ.1 BÖLÜM II. KİL MİNERALLERİ Kil Nedir? Kil Mineral Türleri Kil Minerallerini Belirleme Yöntemleri...11 BÖLÜM III. KİLLERİN MÜHENDİSLİK ÖZELLİKLERİ Killerin Fiziko-Kimyasal Özellikleri Kil bileşenleri ve yaygın kil minerallerinin kimyasal içeriği Özgül yüzey alanı (SSA) Katyon değişim kapasitesi (CEC) Killerin Kıvam Özellikleri Killerin Aktivite ve Şişme Özellikleri Killerin Şişme Potansiyeli ve Şişme Yüzdesi Killerin Geçirimliliği Killerin Kompaksiyonu Killerin Mekanik Özellikleri Konsolidasyon ve sıkışabilirlik Kayma mukavemeti.30 BÖLÜM IV KİLLERİN FİZİKO-KİMYASAL ÖZELLİKLERİ İLE KIVAM ÖZELLİKLERİ ARASINDAKİ İLİŞKİLER Kıvam Limitleri ile Özgül Yüzey Alanı (SSA) Arasındaki İlişkiler 32 vii

10 4.2 Kıvam Limitleri ile Kil Yüzdesi (CF) Arasındaki İlişkiler Kıvam Limitleri ile Mineral Tipine Göre CEC, SA ve CF Arasındaki İlişkiler Aktivite, Kil Yüzdesi ve Mineral Tipi Büzülme ile Şişme Özellikleri Arasındaki İlişkiler CEC ve SSA nın İnce Daneli Zeminlerin Mühendislik Özelliklerinde Etkileri Karbonat İçeriğinin İnce Daneli Zeminlerin Mühendislik Özelliklerinde Etkileri.51 BÖLÜM V. YAYGIN KİL MİNERALLERİNİN FİZİKO-KİMYASAL VE KIVAM ÖZELLİKLERİ ARASINDAKİ İLİŞKİLER Killerin Mineral Tipi ile Kimyasal İçerik Arasındaki İlişkiler Killerin Mineral Tipi ile Kıvam Limitleri Arasındaki İlişkiler Killerin Mineraline Göre Kıvam Limitleri ile CEC ve SSA Arasındaki İlişkiler 61 BÖLÜM VI. SONUÇLAR VE ÖNERİLER..66 KAYNAKLAR...67 EKLER...86 ÖZGEÇMİŞ viii

11 ÇİZELGELER DİZİNİ Çizelge 3.1. Özgül yüzey alanının kil mineralinin cinsi ve boyutuna bağlı olarak değişimi..18 Çizelge 3.2. Çeşitli kil mineralleri için katyon değiştirme kapasitesi değerleri.23 Çizelge 3.3. Zeminlerin plastisite sınıflaması 26 Çizelge 3.4. w L ve I p Değerlerinin zemin özelliklerine etkisi...26 Çizelge 3.5. Bazı kil mineralleri için tipik aktivite değerleri.27 Çizelge 4.1. Plastik limit ve yüzey alanı arasındaki korelasyonlar 33 Çizelge 4.2. Likit limit ve yüzey alanı arasındaki korelasyonlar...33 Çizelge 4.3. Likit limit ve kil yüzdesi arasındaki korelasyonlar 35 Çizelge 4.4. Plastik limit ve kil yüzdesi arasındaki korelasyonlar.35 Çizelge 4.5. Plastisite indisi ve kil yüzdesi arasındaki korelasyonlar 36 Çizelge 4.6 COLE ile SA, CF ve CEC arasındaki korelasyonlar...42 Çizelge 4.7. CEC ve SA, w L ve I p arasındaki ilişkiler için korelasyon denklemleri.45 Çizelge 4.8. w P ve SA arasındaki ilişkiler için korelasyon denklemleri 46 Çizelge 5.1. Kaolinite ait kimyasal içeriğin istatistiksel parametre değerleri 54 Çizelge 5.2. İllite ait kimyasal içeriğin istatistiksel parametre değerleri 55 Çizelge 5.3. Montmorillonite ait kimyasal içeriğin istatistiksel parametre değerleri.55 Çizelge 5.4. Kaolinite, İllite ve Monmorillonite ait kıvam limitlerinin istatistiksel parametre değerleri.58 Çizelge 5.5. Kaolenit, İllite ve Monmorillonite verilerin istatistiksel parametre değerleri.61 Çizelge 5.6. Kaolenit, İllite ve Monmorillonite verilerin istatistiksel parametre değerleri ix

12 ŞEKİLLER DİZİNİ Şekil 2.1. Kil minerallerinin ana birimleri 6 Şekil 2.2. Kaolinitin yapısının şematik diyagramı...7 Şekil 2.3. İllitin şematik diyagramı..9 Şekil 2.4. Montmorillonit yapısının şematik diyagramı.10 Şekil 3.1. Olağan kil minerallerinin göreceli boyutları, kalınlıkları ve özgül yüzeyleri 19 Şekil 3.2. Atomik ve sembolik yapı. A. Kaolin, B. Illit, C. Montmorillonit..20 Şekil 3.3. Katyon değiştirme reaksiyonu 22 Şekil 3.4. Katyon değiştirme ortamı...22 Şekil 3.5. Zemin kıvam limitleri ve hacim değişikliği...25 Şekil 3.6. Killi zeminlerin kompaksiyon eğrisi..29 Şekil 4.1. Kanada killeri için SSA ile kıvam limitleri arasındaki ilişki..35 Şekil 4.2. Kil Boyutu fraksiyonları yüzdeleri fonksiyonu olarak likit limit ve plastik limit ve kaolin içeren zeminlerin aktiviteleri..37 Şekil 4.3. Likit limitin mineral kompozisyonu ile değişimi...38 Şekil 4.4. Mineral kompozisyonu ile birlikte kil fraksiyonunun değişimi.39 Şekil 4.5. Skempton aktivite grafiği...40 Şekil 4.6. Saf Killerin aktivite tablosu 40 Şekil 4.7. Kil aktivitesi ile şişme yüzdesi arasındaki ilişki 41 Şekil 4.8. Yapay killerde serbest şişme ve yüzey alanı arasındaki korelasyon..43 Şekil 4.9. Şişme ve özgül yüzey alanı arasındaki korelasyon...44 Şekil Metilen mavisi değeri ile şişme yüzdesi arasındaki ilişki 45 Şekil Osaka Körfezi kilinde CEC ve SSA arasındaki korelasyon.46 Şekil İsrail kil zeminleri için CEC ve SSA arasındaki korelasyon 47 Şekil Katyon aktivite grafiği..48 Şekil CEC karşı I P değişimi 48 Şekil CEC ile w L arasındaki ilişki..49 Şekil CEC ile w P arasındaki ilişki..49 Şekil CEC ile I P arasındaki ilişki 50 Şekil Katyon değişim kapasitesi ve büzüşme limit arasındaki ilişki.50 Şekil Katyon değişim kapasitesi ve kil fraksiyonu arasındaki ilişki.51 x

13 Şekil Kalsit İçeriği ile I P arasındaki ilişki..53 Şekil 5.1. SiO 2 -Al 2 O 3 dağılımı...56 Şekil 5.2. SiO 2 -Al 2 O 3 +Fe 2 O 3 dağılımı..56 Şekil 5.3. SiO2-Al 2 O 3 +Fe 2 O 3 +MgO dağılımı..56 Şekil 5.4. SiO 2 Al 2 O 3 +Fe 2 O 3 +SiO 2 dağılımı 57 Şekil 5.5. SiO2-MgO+CaO+Na 2 O+K 2 O dağılımı...57 Şekil 5.6. Kil minerallerinin plastisite kartı üzerinde gösterilişi 58 Şekil 5.7. Kaolenit kil mineralinin plastisite grafiğinde dağılımı...59 Şekil 5.8. İllit kil mineralinin plastisite grafiğinde dağılımı...59 Şekil 5.9. Montmorillonit kil mineralinin plastisite grafiğinde dağılımı 60 Şekil Ca ve Na Montmorillonit kil mineralinin plastisite grafiğinde dağılımı..60 Şekil Kil minerali tipine göre w L ile CEC nin değişimi 62 Şekil Kil minerali tipine göre w P ile CEC nin değişimi 62 Şekil Kil minerali tipine göre I P ile CEC nin değişimi..63 Şekil Kil minerali tipine göre w L ile SSA nin değişimi 64 Şekil Kil minerali tipine göre w P ile SSA nin değişimi 64 Şekil Kil minerali tipine göre I P ile SSA nin değişimi..65 xi

14 FOTOĞRAF VB. MALZEMELER DİZİNİ Fotoğraf 2.1. Kaolinitin elektro mikroskoptaki görüntüsü...8 Fotoğraf 2.2. İllitin elektro mikroskoptaki görüntüsü..9 Fotoğraf 2.3. Montmorillonitin elektro mikroskoptaki görüntüsü.11 xii

15 KISALTMA VE SİMGELER Simgeler c Ac Açıklama İçsel sürtünme açısı Kohezyon Yüzey yükleme yoğunluğu Aktivite Kısaltmalar w w S w P w L I P XRD CEC SSA SA LOI EGME CF COLE CL ML MH CH Açıklama Su muhtevası Büzülme limiti Plastik limit Likit limit Plastisite indeksi X Işını kırınımı analizi Katyon Değişim Kapasitesi Özgül yüzey alanı Yüzey alanı Ateş zayiatı Etilen glikol monoetil eter Kil yüzdesi Lineer genişleyebilme katsayısı Düşük plastisiteli kil Düşük plastisiteli silt Yüksek plastisiteli silt Yüksek plastisiteli kil xiii

16 BÖLÜM I GİRİŞ Kil tarih boyunca toplumların yaşantılarında yer almış ve birçok medeniyetler de kil kullanarak yapmış oldukları araç gereçlerle anılmışlardır. Killerin kullanımı ve değerlendirilmesi gün geçtikçe bir kat daha artmıştır. Günümüzde gelişen teknoloji her alanda olduğu gibi killi zeminler için de yepyeni kullanılma alanları bulmuştur. Kil minerallerinin çeşitli kimyasal ve fiziksel özellikleri onların farklı amaçla farklı alanlarda kullanılmalarını sağlamaktadır. Killer kağıt endüstrisinden seramik üretimine; bitkisel yağların, bira, şarap ve meyve sularının ağartılmasına; radyoaktif atıkların, atık suların temizlenmesine; ilaç, parfüm, sabun, deterjan, lastik ve plastik üretimine kadar geniş bir yelpazede endüstriyel amaçlı olarak sanayide kullanılmaktadır. Ayrıca, seramik ve döküm endüstrisinde kullanılmaktadır (Gürel, 2005). İnce daneli zeminler kohezyonlu zemin olarak da ifade edilmektedir. Kil ve siltlerden oluşan bu zeminler doğada yaygın olarak karşılaşılan zeminlerdir. Kil denilen zemin türü ise pratikte saf olarak hemen hemen bulunmamakla birlikte çeşitli minerallerin bileşiminden oluşmaktadır. Zeminin içinde genelde birden fazla mineral bulunduğundan, eski yaklaşımlarla kil mineral tipinin belirlenmesi uzun ve zahmetli olduğundan, tanımada çıkacak sorunları en aza indirmek için numuneler üzerinde ayrıntılı ön hazırlık işlemlerinin yapılması gerekmektedir. Kil minerallerinin genel olarak incelendiğinde mineralojik ve kimyasal özellikleri açısından sulu alüminyum, magnezyum ve demir silikatlardan oluştuğu görülmekle beraber kalsiyum, potasyum ve diğer iyonları da içerirler. Doğada kil mineralleri ender olarak saf halde bulunurlarsa da genellikle kil minerallerinden olmayan diğer mineraller kil kayacının içine girerek özelliğine etki etmektedirler. Her bir kil mineral grubunun davranışı farklı olduğundan, mineral tipinin belirlenmesi önem arz etmektedir. Bir kilin kristalli bölümünün tanınması en kolay X- ışını kırınımı analizi (XRD) ile yapılabilir. Geoteknik mühendisliği açısından, killi zeminin mineral tipi bilinmesi halinde, killi zeminin endeks özellikleri dolayısıyla da davranışı hakkında fikir yürütülebilir. Geoteknik mühendisliğinde bir kilin içerdiği minerallerin türü ve 1

17 bunların oranlarının bulunması, mekanik davranışlarının anlaşılması açısından da önem taşır. Kil, hidratlı alüminyum ve magnezyum silikatlardan oluşan doğal bir ikincil mineraldir. Genel olarak kil, belirli bir kristal bünyesine sahip, ince daneli, belirli miktarda su katıldığı zaman plastikliği artan bir malzemedir. Dane boyutu 2 µm den daha küçüktür ve aynı boyuttaki başka minerallerden farklı olarak su ile karıştırıldığında çamur oluşturur. Hamur halinde şekil verilebilecek kadar plastisiteye sahipken, pişirildiğinde büyük dayanım artışları gösteren bir katıya dönüşür. Isıtıldığında genellikle hacim artışı gösterir; kurutulduğunda ise hacim azalır ve çoğu çatlar. Killer, birçok durumda geoteknik mühendisin yararına özelliklerinden dolayı aranır. Dolgu barajlarda ve atık depolarında geçirimsizliğin sağlanması, göletlerin su tutması için ve kazıldığında kendini tutamayan pelteleşebilir zeminlerde, bulamaç halinde etkin destek sağlamak amacıyla kullanılır. İri gerece küçük oranda katıldığında bağlayıcı görevi yapar. Ancak genelde kil, varlığı önemli mühendislik sorunları yarattığından istenmeyen bir malzemedir (Önalp, 2011) Killerin fiziko-kimyasal ve kıvam özelliklerinin bilinmesi, kilin davranışı hakkında önemli ipuçlarına sahip olmamızı sağlar. Kimyasal özellikleri açısından, içindeki bileşik ve oranlarının bilinmesi kilin türü ve davranışı hakkında önemli bilgiler vermektedir. Ayrıca, fiziko-kimyasal özellikleri açısından ele alındığında, Katyon Değişim Kapasitesi (CEC) ve Özgül Yüzey Alanlarının (SSA) bilinmesi mineral türü, yapısı ve davranışını tahmin etmede kullanılan önemli parametrelerdir. Killer bilhassa ıslak iken, plastisitesi olan ince daneli zeminlerdir. Kil tabakaları su içinde oluşmuş olup sonradan, üstündeki malzemenin ağırlığı ile tedricen sıkışmıştır. Kil zeminler, erişilen denge durumuna bağlı olarak, tam veya kısmen konsolide olarak tanımlanır. Jeolojik gelişim boyunca kil tabakalının üstündeki malzemenin bir kısmı aşınıp gidebilir. Konsolidasyon basıncının bu şekilde kısmen kalktığı zeminler aşırı konsolide veya önceden yüklenmiş olarak tarif olunur. Zeminin su içeriğine bakılarak, bu zemine ait kıvam limitleri biliniyorsa zeminin nasıl davranacağı hakkında tahminler yapılabilir. Su muhtevasının artması ile zeminin mukavemeti azalır, zeminin oturması (sıkışması) artar. Su-kil karışımının kıvamındaki değişiklikler Atterberg tarafından deneysel olarak tarif edilmiştir. Suyun azlığı veya aşırı fazlalığı kıvamın katıdan sıvıya 2

18 doğru değişmesine neden olmaktadır. Kıvamdaki bu değişimlere Atterberg Limitleri veya Kıvam Limitleri denir. Likit limit (w L ), sıvı halde bulunan karışımın plastik duruma dönüştüğü su muhtevası olarak tanımlanır. Başka bir ifade ile likit limit, zeminin kendi ağırlığı ile viskoz bir çamur gibi aktığı su muhtevası değeridir. Plastik limit (w P ), zemin numunesinin yoğrulması sırasında yüzeyinde çatlakların belirdiği su muhtevası olarak tarif edilir. Rötre (büzülme) limit (w S ), sıvı ve plastik durumda su muhtevasındaki azalma orantılı olarak hacimde azalmaya neden olur. Zemin yarı katı hale geldiğinde hacimdeki azalmanın su muhtevasındaki azalmayı takip etmediği görülür. Hacim sabit kalır. Bu durumun başladığı su muhtevasına rötre limit denir (Capper ve Cassie, 1984). Killerin fiziko-kimyasal ile kıvam özelliklerinin ve kilin mineral türünün bilinmesi killerin davranışını tahmin etmede önemli özellikler olarak karşımıza çıkmaktadır. Bu tez çalışması, bu bağlamda ele alınmıştır. Tez çalışmasının 2. Bölümünde kil minerallerinden, 3. bölümde killerin mühendislik özelliklerinden, 4. bölümde literatür çalışmasından oluşan killerin fiziko-kimyasal özellikleri ile kıvam özellikleri arasındaki ilişkilerden, 5. bölümde ise literatürden derlenen veriler kullanılarak yaygın kil minerallerinin kimyasal özellikleri ile kıvam limitleri arasındaki elde edilen ilişkilerden ve 6. bölümde sonuçlar kısmından oluşmaktadır. 3

19 BÖLÜM II KİL MİNERALLERİ Bu bölümde geoteknik mühendisliği ve mineralojik açıdan kilin tanımı, sınıflandırılması ve belirleme yöntemleri ele alınmıştır. 2.1 Kil Nedir? Geoteknik mühendisliği açısından dane çapı 0,002 mm den küçük olan ince daneli zeminler olup su ile temas ettiğinde kohezyon özelliliği meydana gelen ve minerallerden oluşan zemine kil denilmektedir. Zeminler, özellikle killerin, fiziksel, kimyasal ve mekanik özellikleri mineral içeriğinden birinci derce etkilenir. Geoteknik mühendisliğinde bir kilin içerdiği minerallerin türü ve bunların oranlarının bulunması, mekanik davranışının anlaşılması açısından önem taşır. Kil, hidratlı alüminyum ve magnezyum silikatlardan oluşan doğal bir ikincil mineraldir. Genel olarak kil, muayyen bir kristal bünyesine sahip, ince daneli, muayyen miktarda su katıldığı zaman plastikliği artan bir malzemedir. Dane boyutu aynı boyuttaki başka minerallerden farklı olarak su ile karıştırıldığında çamur oluşturur. Hamur halinde şekil verilebilecek kadar plastisiteye sahipken, pişirildiğinde büyük dayanım artışları gösteren bir katıya dönüşür. Isıtıldığında genellikle hacim artışı gösterir; kurutulduğunda ise hacim azalır ve çoğu çatlar. Killer, birçok durumda geoteknik mühendisin yararına özelliklerinden dolayı aranır. Dolgu barajlarda ve atık depolarında geçirimsizliğin sağlanması, göletlerin su tutması için ve kazıldığında kendini tutamayan pelteleşebilir zeminlerde, bulamaç halinde etkin destek sağlamak amacıyla kullanılır. İri gerece küçük oranda katıldığında bağlayıcı görevi yapar. Ancak genelde kil, varlığı önemli mühendislik sorunları yarattığından istenmeyen bir malzemedir (Önalp, 1997). Kil mineralleri bileşim ve sınıflandırma bakımından en karmaşık sanayi mineralleri arasında yer alır. Pek çok çalışmacı tarafından killerin fiziksel, kimyasal ve mineralojik özellikleri esas alınarak sınıflama türleri geliştirilmiştir. Fakat hala kesin bir sınıflama 4

20 mümkün değildir. Killerin sınıflandırılmasına geçmeden önce bilinmesi gereken bazı önemli özellikler aşağıda özetlenmiştir: Temel Yapı Elementleri: Kil mineralleri bir kaç istisna dışında, fıllosilikatlerden olup mikalar gibi devamlı tabaka yapısındadırlar. Killerin iki ayrı tipte tabakanın ardışıktı olarak tekrarlanmasından meydana gelmiş karakteristik bir yapıları vardır. Bunlar genellikle sürekli tabakalardan oluşan tetrahedral (dört köşeli) ve oktahedral (sekiz köşeli) tabakalı sulu alüminyum silikatlerdir. Oktahedral yapıdaki tabakalar kenarlarda her biri Al +3, Mg +2, Fe +2, Fe +3 katyonlarının etrafında yer alan oksijen ve hidroksit iyonlarının kompozisyonlarıdır. Tetrahedral tabakalarda köşelerde olmak üzere etken olarak Si+ 2 daha az miktarda Al +3 ve nadirende Fe +3 katyonları bulunur. Alüminyum katyonları oktaederin merkezinde ise oktahedral merkezlerin sadece üçte ikisi doludur. Buna dioktahedral denir. Magnezyum katyonları merkezde ise tüm oktaeder merkezleri doludur. Buna da trioktahedral denir. Temel Tabaka Tipleri: En basit fıllosilikat kil minerali yapısı, tek alüminyum oktaeder tabakası ve 1:1 yapısındaki tek silikat tetrahedral katmanlarının birleşimidir. 2:1 tabaka yapısındaki 2 tetrahedral ve 1 oktahedral tabakaları içeren başka ana tabaka türleri de vardır. Üç tabaka ya dioktahedral ya da trioktahedral olabilir. Bu bireysel katmanlar ya nötrdür veya ara tabakalardaki boşluktaki katyonlarca dengelenen negatif yükleri taşırlar. Katyon yükü her iki tabakadaki katyonların bileşimince kontrol edilir (Uzuner, 2005). Kil minarelleri çok karmaşık bir yapı gösterdiklerinden dolayı, bugüne kadar herkes tarafından kabul edilmiş bir sınıflandırma sistemi mevcut değildir. Kil mineralleri aşağıdaki kriterlere göre sınıflandırıldığı bilinmektedir. 1. Tabaka tipleri, 2. Ara malzemelerin türü, 3. Tabaka yükleri, 4. Oktahedral tabakadaki katyon içerikleri 5

21 2.2 Kil Mineral Türleri Kil minerallerinin genel olarak incelendiğinde mineralojik ve kimyasal özellikleri açısından sulu alüminyum, magnezyum ve demir silikatlardan oluştuğu görülmekle beraber kalsiyum, potasyum ve diğer iyonları da içerirler. Doğada kil mineralleri ender olarak saf halde bulunurlarsa da genellikle kil mineralleri olmayan diğer mineraller kil kayacının içine girerek özelliğine etki etmektedirler. Geoteknik mühendisliği açısından kil mineralleri kabaca 3 sınıfa ayrılmış ve kabul görmüştür. Bunlar kaolinit grubu killer, illit grubu killer, montmorillonit grubu killerdir (Şekil 2.1). Şekil 2.1. Kil minerallerinin ana birimleri (Craig,1994) Geoteknik mühendisliğinde yaygınca kabul edilen kil mineraller gruplarının kökenleri, aşağıda başlıklar halinde incelenmiştir. Kaolen Grubu Kil Mineralleri: Bu grubun ana kayaçları feldspat ve feldspatoitik (granit, diyorit, nefelin, gnays) kayaçlardır. Genelde her kayaç, eğer kayaçlar fiziksel ve kimyasal şartlar hazırlanmış ise, kaolenit grubu kil mineralleri yapmak için ayrışabilir. 6

22 Kaolen grubu mineraller hidrotermal çözeltilerden otojenik mineraller olarak da oluşabilir. Bu grubun oluşabilmesi için gerekli ana jeokimyasal ve fiziksel şartlar; a. Hümit ve tropikal ortam: Yeterli suyun bulunduğu bir ortamdır. Bu su Na, K, Ca, Mg iyonlarını ortamdan uzaklaştırırken Al ve Fe iyonlarını ortamda bırakır. b. Geçirgen kayaçların varlığı: Bu kayaçlar ortamı drene etmeye müsade ederler, buda ayrışmayı hızlandırır. Aynı zamanda alkalilerin hareketliliğini de arttırır. c. Bir eğimin varlığı: Hareketli iyonların tahliyesine izin verir. d. Ortamın ph'ı asidik olmalı: Çünkü kaolen grubu mineraller bazik şartlarda dengede değildirler. Kaolinit Grubu Kil Mineralleri (İki tabaklı kil mineralleri) kendi içinde üç gruba ayrılabilir: a) Kaolinit :Al 2 O 3.2SiO.2H 2 O veya Al 2 (OH 4 )(SiO 2 O 5 ) b) Dikit ve Nakrit : Al 2 SiO 5 (OH 4 ) veya Al 2 O 3.SiO 2. H 2 O c) Halloysit : Al 2 O 3.2Si 2.4 H 2 O veya Al 2 SiO 5 (OH) 4.n H 2 O Başlıca bir tetrahedral (silika) ve bir oktahedral (alümina veya gibsit) levhasının tekrarlanan katmanlarından oluşmuştur. Bir katmanın iki levhanın bir tanesinden meydana gelmesinden dolayı kaolinit sayıyla 1:1 kil minerali şeklinde anılırlar (Şekil 2.2). Şekil 2.2. Kaolinitin yapısının şematik diyagramı Silika levhasının uçları ile oktahedral levhanın katmanlarından biri Şekil 2.2 deki gibi tek katman oluşturlar. İki levhanın bir araya gelmesi bu şekilde olmaktadır. Bu katmanın kalınlığı yaklaşık olarak 0,72 nm olup diğer iki yönde uzanımı belirsizdir. O 7

23 halde, bir kaolinit kristali birkaç katmanın bir araya gelerek oluşturduğu 0,72 nm kalınlığındaki temel bir katmandan oluşmaktadır. Birbirini izleyen bu temel katmanlar oktahedral levhanın hidroksilleri ile tetrahedral levhanın oksijenleri arasındaki hidrojen bağ ile bir arada tutulurlar. Hidrojen bağı çok güçlü bir bağ olduğundan hidrasyonu önler ve katmanların bir araya gelerek büyük bir kristal oluşmasını sağlar. Fotoğraf 2.1 de kaolinitin elektro mikroskoptaki yer almaktadır. Fotoğraf 2.1. Kaolinitin elektro mikroskoptaki görüntüsü (Minerology Database, ) İllit Grubu Kil Mineralleri: Bu grup pek çok farklı yolla oluşabilir. Bir çözeltiden, bir çökelti olarak otojenik olarak oluşabiliceği gibi detritik bir mineral olarak mika veya feldspatların ayrışması ile oluşabilir. Ayrıca ya deniz suyunda veya diyajenez esnasında simektitlerden oluşabilir. İllit grubu için gerekli şartlar; a. Ortamdaki alkalilerin bir kısmını uzaklaştıran fakat K + iyonlarını bırakan bir sıcaklık ve hümid iklim olmalıdır. b. Drenaj tam olarak iyi olmalı, fakat çok aşırı olmamalıdır. c. K iyonlarının stabilitesi için ortamın ph'ı 7'den büyük olmalıdır. d. Eğim ortalama olmalıdır. İllit Grubu Kil Mineralleri Grubu (genişlemeyen kafesli 3 tabakalı kil mineralleri) kendi içinde üç gruba ayrılabilir: a) İllit : Al 2 O 3.OH 4 K 2 (Si 6 Al 2 ) Al 4 O 20 8

24 b) Muskovit : K 2 O.3Al 2 O 3.6SiO 2.2H 2 O c) Biotit : K 2 O.4MgO.2Al 2 O 3.6SiO 2.H 2 O İllit killi zeminlerdeki bir diğer önemli mineraldir. İllit 2:1 minerali şeklinde anılır. Ancak katmanlar arasındaki bağ potasyum (K) iyonu ile sağlanmaktadır. İllit mineralinde potasyum atomu katmanları bir arada tutmaktadır (Şekil 2.3) (Craig,1994). Şekil 2.3. İllitin şematik diyagramı. İllit, mika gibi olan kil mineralleri için genel bir terimdir. Elektron mikroskobunda küçük, zayıfça belirgin pullar, ince parçalar bazen de düzensiz gruplar halindeki agregatlar gibi görünürler (Fotoğraf 2.2). Fotoğraf 2.2. İllitin elektro mikroskoptaki görüntüsü (Minerology Database, ) 9

25 Montmorillonit Grubu Kil Mineralleri: Montmorillonit çok çeşitli ortamlarda (deniz suyu, kıtalar, v.s.) oluşabilir. Mg+, Ca+, Al+, Si+ içeren kayaçların hepsi ana kayaç olabilir. Fakat intermediatik magmatik kayaçlar en idealidir. Smektitlerin oluşması için gerekli şartlar: a. Kuru ve çöl iklim (arid) olması, b. Ana kayaç olarak volkanik killer ve kayaçlar (bazalt ve volkanik cam) c. ph 7'den büyük olmalıdır ve yüksek silis içermesi Montmorillonit Grubu Kil Mineralleri (genişleyen kafesli 3 tabakalı kil mineralleri) kendi içinde dört gruba ayrılabilir: a) Montmorillonit : Al 2 O 3.4SiO 2.H 2 O + n.h 2 O b) Baydellit : Al 2 O 3.4SiO 2.nH 2 O c) Nontronit : (AlFe) 2O3.3SiO 2.nH 2 O d) Saponit ( Hektorit ) : 2MgO.3SiO 2.nH 2 O Bazen simektit olarak da adlandırılan montmorillonit iki silika levhası ile bir alümina (gibsit) levhasından oluşan önemli bir mineraldir. Bu yüzden 2:1 minerali olarak adlandırılır. Şekil 2.4. Montmorillonit yapısının şematik diyagramı. Şekil 2.4 de görüldüğü üzere oktahedral levhası iki silika levhası arasına gelerek bir katman oluşturmaktadır. Burada silika levhasındaki tetdrahedrallerin uçları oktahedral levhanın hidroksilleri ile birleşmektedir. 2:1 katmanın kalınlığı yaklaşık olarak 0.96 nm olup kaolinitte olduğu gibi diğer iki yönündeki uzama belirsizdir. Silika levhalarının tepesini bağlayan vanderwals kuvvetlerin zayıf olması ve oktahedral levhada da net bir 10

26 negatif yük boşluğu olmasından dolayı, su ve değişebilir iyonlar katmanlar arasına girerek bunları ayırabilmektedir. Fotoğraf 2.3 de montmorillonit mineraline ait elektro mikroskoptaki görüntüsüne verilmiştir. Fotoğraf 2.3. Montmorillonitin elektro mikroskoptaki görüntüsü (Minerology Database, ) Klorit Grubu Kil Mineralleri: Kloritler çok sınırlı şartlarda oluşurlar. Detritik mineral olarak; yıkanmanın yoğun olmadığı bölgelerde Mg + ve Fe + iyonları korunabilir. Mafik minerallerle zengin bir anakaya (biotit, amfibol, piroksen ve olivin) gereklidir. Otojenik mineral olarak; deniz suyunun derin kısımlarında smektit ve K iyonları reaksiyonu ile oluşurlar veya diyajenez esnasında vermikülit veya illitin dönüşümü ile oluşabilirler. Kloritin ileri alterasyonu vermiküliti oluşturabilir. 2.3 Kil Minerallerini Belirleme Yöntemleri Kil minerallerinin tamamı Al 2 O 3 içerdiklerinden, jeolojik oluşumu genellikle alüminyum silikatların değişik ph ortamında erimesine bağlı olup jenetik bakımdan aynı parajeneze (birlikte oluşum) dahildir. Yer kabuğunda yaygın ve çok miktarda bulunan alkali feldspatların doğa koşullarındaki alterasyonu sonunda feldspatlar önce iyonlarına ayrışırlar. Oluşan bu kimyasal eriyiklerden, ortamın ph derecesine göre Al 2 O 3 /SiO 2 oranı değişen alüminyum hidrosilikatlar oluşmaktadır. Kaolitiin meydana gelebilmesi için ortamın ph değeri 8-9, Al 2 O 3 /SiO 2 oranı ise 1/3-1/4 olmalıdır. İyonize eriyiklerden kimyasal olarak kristalleşen kaolinit grubu minerallerinin çökelmesiyle kil yatakları, montmorillonit grubu minerallerin taşınıp çökelmesi sonucu bentonit 11

27 yatakları, alüminyum hidroksit bakımından zenginleşme, minerallerin yataklaşması ile de boksit ve geniş alanlarda gördüğümüz kırmızı renkli lateritler oluşur. Killerin ateş karşısındaki davranışları oksitlerin özellikle humus asidi tarafından uzaklaştırılması sonucu olup, bunların ileri derecede diyajenezi ile şiferton, kil taşı, şeyl yatakları ortaya çıkar. Bazı kil yatakları genellikle kristal yapı gösterirlerse de alüvyonel killi toprak oluşumlarında koloid unsurların daha çok bulunduğu görülür ( 2006). Kil mineral tiplerinin belirlenmesi için farklı yöntemler mevcuttur. En yaygın olarak kullanılan yöntemler aşağıda verilmiştir: X-Işını analizi Isıl analiz Kızıl ötesi ışınlarla analiz Diferansiyel termik analiz Elektron mikroskopu Boyama deneyleri Burada en yaygın olarak kullanılan X-Işını analizden bahsedilecektir. Kilde X-Işını ile kristal yapısının tanınması insanların parmak izinden tanıma işlemine benzer. Bu analiz yönteminde; kristalde atom tabakaları arasındaki uzaklık ve bu tabakalardan yansıyan ışınların şiddeti gibi 2 temel ölçü yapılır. Killer yanında başka birçok kristalli malzemenin X-Işını kırınım özellikleri saptanmış olup bu bilgiler çeşitli kuruluşlardan referans kartları bilgisayar disketi halinde sağlanabilir. Tanıma, eldeki numune verilerinin standart değerlerle karşılaştırılmasıyla yapılır. Zeminin içinde çoğunlukla birden fazla mineral bulunduğundan tanımada çıkacak sorunları en aza indirmek için numuneler üzerinde ayrıntılı ön hazırlık işlemlerin yapılması gerekmektedir (Önalp,1997). 12

28 BÖLÜM III KİLLERİN MÜHENDİSLİK ÖZELLİKLERİ Bu bölümde, killerin fiziko-kimyasal özellikleri ile kıvam ve mekanik özellikleri hakkında genel bilgiler özetlenmiştir. 3.1 Killerin Fiziko-Kimyasal Özellikleri Geoteknik mühendisleri için en önemli konulardan biri, killi zeminin, davranışını tahmin etmektir. Mineralojik açıdan kil örneklerinin XRD analizi ile belirlenmesi, bilim adamı için bir metodoloji belirlemek, XRD desenleri değerlendirilmesi kolay uygulanabilir bir teknik olmasına rağmen, numune hazırlama ve killi zeminde mevcut mineraller geoteknik mühendisleri için karmaşıktır. Bu nedenle, pratik grafikler kullanarak, zemin ve mühendislik özellikleri açısından baskın kil tipi değerlendirmesi, kimyasal bileşimi esas alınarak hazırlanabililir. Geoteknik mühendisleri için sofistike XRD analizleri ile kıyaslandığında daha cazip olabilmektedir Kil bileşenleri ve yaygın kil minerallerinin kimyasal içeriği Killer, kimyasal içerik olarak alümina, silis, demirli bileşikler, alkaliler, karbonlu maddeler, kükürt ve fosfor, tuzlar, magnezyum, bileşiklerinden meydana gelmektedir. Alümina: Kimyasal bileşimi Al 2 O 3 olan unsurları oluşturur. Bunlar kalkerlerde SiO 2 (silis asidi) ile bileşik olarak kil mineralleri halinde bulunabileceği gibi feldspat, mika v.s. gibi kayaç ve minerallerin kimyasal bileşimindeki alüminyum silikat olarak bulunur. Kil minerallerinden ileri gelen alümina yüksek olduğu zaman (kil minerallerine göre); kayaç adı değişik killi kalker, kalkerli kil ve marn adını alır ( 2006). Silis: Kimyasal bileşimi SiO 2 olup kilden başka kum, çakmak taşı (sileks), boynuz taşı (çörtü), opal, kalsedon, kuvars, parça ve kırıntıları halinde serbest, amorf olarak bulunabileceği gibi feldspat, mika, talk, serpantin ve volkanik kayaçların bileşimine bağlı olarak da bulunabilirler. Kalker oluşumu esnasında karbonat üreten 13

29 organizmaların bulunduğu ortamda silis yapan organizmaların bulunması sonucu silis miktarı yüksek kalkerler oluşur. Bazı durumlarda ise (bilhassa killi kalkerde) diyajenez (taş oluş) esnasında gerek kendi içinden gerekse ortamlardan gelen jel halindeki silis band halinde tabakalanmaya paralel olarak veya tespih dizilişi ve yumrular halinde çörtüleri oluştururlar ( 2006). Demirli Bileşikler: Kalkerlerin; bünyelerine, oluşumuna ve diyajenez esnasında veya sonradan atmosferik koşullar, metamorfizma, metazomatoz ve infilittrasyona bağlı olarak demirli bileşikler girebilir. Demir bileşikleri sülfür halinde; pirit ve markasit olarak, sülfat halinde; limonit, hematit spekülarit, manyetit olarak, karbonat halinde ise siderit olarak bulunabildiği gibi bilhassa laterit oluşum koşullarında boksitli demir olarak alüminyum oksitle birlikte olmak üzere değişik mineraller halinde bulunabilir ( 2006). Alkaliler: Bunlar sodyum (Na) ve potasyum (K) elementinin bileşikleri olup kalkerlerde genellikle sonradan kirlenme veya oluşum esnasında kile bağlı olarak az miktarda da olsa bulunabilir ( 2006). Karbonlu Maddeler: Kalker içersinde genellikle bitüm, kömür ve diğer karbonlu bileşikler halindedir. Oluşum esnasında organizma kalıntıları olarak veya petrol oluşumunda ana kayaç niteliğindeki kalkerlerde petrol göçünden arta kalan artıklar olarak bulunabilir ( 2006). Kükürt ve Fosfor: Kalkerlerde sülfat halinde kükürt ve fosfor (fosforit, apatit v.s.) bulunabilir. Organizma bakiyesi olarak bulunan fosforlu bileşikler kalkerin oluşum fasiyeslerine bağlıdır. Ayrıca oluşum esnasında gerek temel kayaçlar ve gerekse havza çevresinde bulunan kayaçlardan dentritik malzeme beslenmesi olduğu durumlarda da fosforlu kayaçlardan parçalar içerebilir ( 2006). Tuzlar: Kalkerlerin oluşumuna ilişkin olarak (litoral ortamda veya kalker oluşumunda evaporasyon olduğunda mutlak surette tuz bulunur.) veya sonradan suların etkisi ve infilitrasyon ile bünyesine girmiş halde klorür, florür, ve bromürler bulunabilir. 14

30 Sodyum klorür tuz minerali, potasyum klorür, silvin ve kalsiyum florür ise flüorit minerali halindedir ( Magnezyum Bileşikleri: Kalkerin oluşumu ve oluşumundan sonraki başkalaşmanın etkisi ile dolomit (CaMgCO 3 ) ve manyezit (MgCO 3 ) in bulunmasından ileri gelir. Çimento yapısında istenmeyen bir unsur teşkil eder ( Geoteknik mühendisliği açısından yaygın olarak kullanılan ve kabul edilen Kaolen, İllit ve Montmorillonit türü minerallerin kimyasal içerikleri burada ele alınarak incelenmiştir. Kaolinit: Kaolin, kil mineralleri sınıflandırılması içinde bir grup kil mineraline verilen isimdir. En önemli minerali Kaolinit (Al 2 Si 2 O 5 (OH) 4 ) olan grubun diğer mineralleri dikit, nakrit ve halloisiddir. Kaolinit alüminyum hidro silikat bileşimli bir kil mineralidir. Kristal yapılarına göre yapılan kil sınıflandırılmasında, eş boyutlu ve bir yönde uzamış olanlar Kaolinit grubu olarak diğerlerinden ayrılmaktadır. Oluşum itibariyle, feldspat içeren granitik veya volkanik kayaçların feldspatlarının altere olarak kaolinit mineraline dönüşmesi sonucu kaolinler oluşmaktadır. Ana kayaç içindeki alkali ve toprak alkali iyonların, çözünür tuzlar şeklinde ortamdan uzaklaşması sonucu Al 2 O 3 içerikli sulu silikatça zenginleşen kayaç kaoliniti oluşturur (Endüstriyel Hammaddeler,2001). Teorik kaolin bileşimi, Al 2 O 3.2SiO 2, 2H 2 O olup kaolinitte bulunması gereken yüzde bileşik oranı aşağıdaki gibi yazılır. SiO 2 (Silika) % Al 2 O 3 (Alüminyum Oksit) % H 2 O (Su) % % Kaolin içindeki Al 2 O 3 haricindeki diğer bileşenlerin yüksek olması demek, Al 2 O 3 oranının idealden (% den) az olması demektir. Bu da saflığın daha düşük olması demektir. SO 3 (Kükürt) ve Alunit Kaolinleşmeyi sağlayan kimyasal işlem sırasında 15

31 ortamda elementer S varsa; H 2 SO 4 + (Sülfirik Asit) oluşacaktır. Kaolinleşme işleminin olabilmesi için ortamdan uzaklaştırılabilecek madde, alkalilerden K 2 O olup, bunun çözünmesi sırasında bazen tamamı uzaklaştıramamakta ve ortamda bir miktar K kalmaktadır. K, ortamında çözünür halde bulunan; Al 2 O 3 2(SO 4 ) 3 + H 2 O 2Al (OH) 3 + H 2 SO 4 (3.1) Şeklinde, suda çözünen ve çözümü Al +3 olan Si(OH) 4 ile birleşerek kaolinit oluşur. Ortamda K geldiği zaman K mevcut Al2(SO 3 ) 3 ile birleşerek alunit KAl(SO 4 ) 2.12H 2 O oluşacaktır. Bu nedenle kaolinin bileşiminde alunit varsa K 2 O oranı ile SO 3 den dolayı ateş zayiatı (LOI) yüksek çıkmaktadır (Endüstriyel Hammaddeler, 2001). İllit: Temel yapısı montmorillonitinkine benzeyen, silis tetrahedral tabaklarından silis yerine alüminyum geçmesi ile oluşan aradaki tabaka demir ve magnezyumun üçlü tabaka paketidir. Birim kısaca K atomları ile bağlanmıştır ve kafes yapısı genleşmez. İllitin genel formülü aşağıdaki gibidir (Aslaner, 1995). (OH) 4 K 2 (Si 6 Al 2 )Al 4 O 20 (3.2) İllitin kimyasal formülü ise (K,H 3 O)(Al,Mg,Fe)2(Si,Al) 4 O 10 [(OH) 2, (H 2 O)] (3.3) olup ideal illit bileşimi Al 2 O 3 SiO 2,MgO,FeO,K 2 O,H 2 O içeriğinde aşağıdaki bileşenler bulunmaktadır (Minerology Database, ). SiO 2 (Silika) % Al 2 O 3 (Alüminyum Oksit) % H 2 O (Su) % FeO (Demir Oksit) % 1.85 MgO ( Magnezyum Oksit) % 3.11 K 2 O ( Potasyum Oksit) % 1.13 %

32 İllit kristallerinin dane boyutu mm kadardır. İllit mineralleri simektite göre şişmezler ve K+ içerirler. Yoğunluğu gr/cm 3, sertliği ise Mohr Skalası na göre 1-2 dir (Minerology Database, ). Montmorillonit: Montmorillonit grubu mineralleri kaolinite benzemezler ve düzensiz şekilli veya çubuğumsu şekilli partiküller halinde bulunmaya eğilimlidirler. Birimler arasında, suya ilave olarak kalsiyum, sodyum ve potasyumun iyonları olabilir; montmorillonitin herhangi bir kil mineralinden daha çok iyon değişimi gösterdiği bilinir (Aslaner, 1995). Genel formülü aşağıdaki gibidir. Al 4 SiO 8 O 20 OnH 2O (OH) 4 (3.4) Montmorillonit Paleozoyik kil ve şeylerinde yoktur, fakat Mesozoyik ve daha genç sedimanlarda bulunur. Başlıca bileşeni bentonitin kabaran tipidir ve belirgin adsorban kildir. Bu iki materyal ekonomik öneme sahiptirler ve kimyasal formülü aşağıdaki gibidir (Aslaner,1995). (Na,Ca)0,3(Al,Mg)2Si 4 O 10 (OH) 2.n(H 2 O) (3.5) İdeal montmorillonit bileşimi Al 2 O 3.SiO 2,Na 2 O,CaO,H 2 O olup montmorillonitte bulunması gereken yüzde bileşik oranı aşağıdaki gibidir (Minerology Database, SiO 2 (Silika) % Al 2 O 3 (Alüminyum Oksit) % H 2 O (Su) % CaO (Kalsiyum Oksit) % 1.02 Na 2 O ( Sodyum Oksit) % 1.13 % Özgül Yüzey Alanı (SSA) Killerin fiziksel ve kimyasal özellikleri, yüzey alanından önemli ölçüde etkilenmektedir. Özgül yüzey alanı, zeminin birim ağırlığının alanıdır ve genellikle m 2 /gr olarak ifade 17

33 edilmektedir. Zeminin özgül yüzey alanı, dane boyutu dağılımı ve mineraloji tarafından kontrol edilir. Bu nedenle, zemin bileşimi ile ilgili bir sabittir ve içsel bir zemin özelliği olarak kabul edilebilir. Özgül yüzey alanının belirlenmesinde, nitrojen adsorbsiyonu, su sorpsiyonu, metilen mavisi adsorbsiyonugibi yöntemler kullanılmaktadır (Lutenegger ve Cerato, 2001; Cerato ve Lutenegger, 2002). Kil mineralinin boyutu küçüldükçe, özgül yüzey alanı ve bunun sonucunda şişme potansiyeli artmaktadır. Çizelge 3.1 de bazı kil minerallerinin çap, kalınlık ve özgül yüzey alanı değerleri verilmiştir. Çizelge 3.1 Özgül yüzey alanının kil mineralinin cinsi ve boyutuna bağlı olarak değişimi (Holtz ve Kovacs, 1981). Mineral Tipi Kalınlık (nm) Çap (nm) SSA (m 2 /gr) Montmorillonit İllit Klorit Kaolinit nm = 10-9 m = 10 Å Özgül yüzey alanındaki değişim; su tutma, plastisite ve şişme potansiyeli gibi özellikler açısından kil mineralleri arasındaki farklılıkların büyük bir kısmını açıklayabilir. Smektit kil mineralleri yüksek plastisiteye, yüksek aktiviteye ve yüksek şişme-büzülme potansiyeline sahiptir. İllit ve kaolinit gibi diğer kil mineralleri daha düşük plastisite ve şişme potansiyeline sahiptir (Yong ve Warkentin, 1975; Entwisle ve Kemp, 2003). Bir zeminin yüzey alanı (SA); onun boyutu, şekli ve onu oluşturan partiküllerin mineralojisinin bir fonksiyonudur. Bir zeminin özgül yüzeyi (SSA) ise, zemin partiküllerinin her gramı için olan alan (metrekare olarak) olarak tanımlanır. Zemin danelerinin şekli önemlidir, çünkü her bir birim hacim için yüzey alanı partiküllerin şekli ile değişir. Küre şeklindeki bir dane en küçük yüzey alanına sahiptir fakat aşırı derecede ince bir disk ya da levha haline gelecek şekilde deforme edildiğinde en büyük yüzeyi gösterir (Suess, 1964). Yüzey alanı partiküllerin azalan boyutları ile artar ve bu smektit, vermikülit içeren kil fraksyionları için özellikle doğrudur, çünkü bunların önemli derecede içsel yüzey alanları vardır (De Kimpe, 1979) (Şekil 3.1). 18

34 Şekil 3.1 Olağan kil minerallerinin göreceli boyutları, kalınlıkları ve özgül yüzeyleri (Holtz ve Kovacs, 1981; Yong ve Warkentin, 1975). Organik malzemenin, zemin malzemelerinin Katyon Değişimi Kapasitesine (CEC) ve Özgül Yüzey Alanı na (SSA) katkılarını değerlendirmek zordur (Thompson ve diğ., 1989). Organik ve inorganik koloidler, zeminin toplam CEC ve SSA larına katkıda bulunan CEC ve SSA lara sahiptirler. Organik malzemenin SSA ya katkısının nasıl olduğu çok iyi belirlenmiş değildir; bunun kısmi sebebi SSA yı ölçmek için kullanılan yöntemlerin çeşitliliğidir. Şekil 3.2 kaolinit, illit ve montmorillonitin atomik ve sembolik yapısını göstermektedir (Lambe ve Whitman, 1969). Kaolinitte sadece harici yüzey alanı vardır; çünkü ardarda gelen tabakalar arasındaki kuvvetli bağlar tabakalar arası şişmeyi engeller ve genellikle 10 ila 20 m 2 /g menzili içinde kalır. İllit, mühendislik uygulamalarında zeminde en sık rastlanılan kil mineralidir. İllitin yüzey alanı yaklaşık olarak 65 ila 100 m 2 /g arasındadır. İllitlerin ilksel yüzeyleri 40 ila 80 m 2 /g dır ve ikincil (tabakalar arası) yüzey, değiştirilebilir tabakalar arası katyonlara bağlı olarak, 870 m 2 /g kadar yüksek olabilir. İlksel yüzey 50 ila 120 m 2 /g arasında değişebilir. İkincil özgül alan, yani kafesin genişlemesi ile ortaya çıkan, böylece kutupsal moleküllerin tabakalar arasına girebildiği alan 840 m 2 /g a kadar çıkabilir. 19

35 Şekil 3.2 Atomik ve sembolik yapı. A. Kaolin, B. Illit, C. Montmorillonit (Lambe ve Whitman, 1969) Churchman ve diğ. (1991), zeminlerin mutlak Yüzey Alanı değerlerinin ölçümünün zor olduğunu belirtmekle birlikte, önerilen değişik yöntemlerin göreceli iyi taraflarının, önemli zemin özelliklerini tahmin etmede, değişik yetenekleri açılarından değerlendirilebileceğini önerir. Bir çok çalışma, yüzey alanı ve değişik türde zemin özellikleri arasındaki ilişkileri dikkate almıştır. Bunlar, Yüzey Alanının doku ve mineralojik kompozisyonu (De Kimpe, 1979) ile ilişkileri, ve Yüzey Alanının zeminin kimyasal ve fiziksel özellikleri (Farrar vd., 1967) ile ilişkileri gibi önde gelen özellikleri ile ilişkilerini kapsar. Geçmişte killerin Özgül Yüzey Alanını belirlemek için ağırlıklı olarak iki yaklaşım kullanılmıştır: (1) basit moleküllerin tutunması (adsorpsiyon) ile harici Yüzey Alanının ölçülmesi; yani düşük sıcaklıklarda nitrojen gibi, burada Yüzey Alanı tutunma izoterm verilerinden ve BET teorisinin (Brunauer vd., 1938) uygulanmasından türetilir, ve (2) iç yüzeylerine nitrojenin ulaşamadığı kil minerallerinin davranımının tarifi ile kutupsal sıvıların tutunması ile toplam Yüzey Alanının ölçülmesi (Tiller, 1990). Yüzey Alanını 20

36 ölçmek için başka teknikler de önerilmiştir, bunlar: Su Emilmesi (Newman, 1983), Setil Pridinyum Bromid (CPB) (Greenland vd., 1964), p-nitrofenol Tutunması (pnp) (Ristori vd., 1989), Dahili Yansıma Spektroskopisi (Mulla ve diğ., 1985) ve Metilen Mavisi Tutunması (Hang vd., 1970). Bu yöntemlerin bazıları teorik zemin yapısı denklemleri ile benzer Yüzey Alanı değerleri üretmiştir fakat bunlar zaman harcayan, ya da pahalı, özel cihazlar gerektiren yöntemlerdir. Bu yüzden, diğer daha basit, daha az doğru (hassas) ve tekrarlanabilir yöntemler daha az zaman aldıkları ve ekonomik oldukları için geliştirilmiştir Katyon Değişim Kapasitesi (CEC) Katyon değişimi, zeminlerin temel elektro-kimyasal özelliklerinden biridir ve özellikle killerin davranışı üzerinde önemli etkilere sahiptir. Temel nedenleri; izomorf değişim ve kil mineralinin köşelerindeki alümin gruplarının çözülmesidir (Ammann, 2003; Dontsova vd., 2004). Mineralin kristal strüktürü değişmeksizin, tetrahedral veya oktahedral levhadaki katyonların, ortamda bulunan aynı veya farklı değerliğe sahip başka katyonlarla yer değiştirmesine izomorf değişim adı verilmektedir. İzomorf değişim (örneğin, magnezyum ile alüminyumun veya alüminyum ile silikonun yer değişmesi) sonucunda, kil kristallerinde bir yük eksikliği veya diğer bir deyişle net negatif yük durumu ortaya çıkar. Negatif yükün dengelenerek, elektriksel nötrlüğün sağlanabilmesi için, ortamda bulunan katyonlar kil tanesine çekilir. Kil tanesinin köşe ve yüzeylerine bağlanan bu katyonlar, değişebilir katyonlar olarak isimlendirilirler. Killerde yaygın değişebilir katyon türleri; H, K, NH4, Na, Ca ve Mg olarak sıralanabilir. Bir kilin yük eksikliğini dengelemek için gereken değişebilir katyonların toplam miktarına ise, katyon değiştirme kapasitesi (CEC) adı verilir. Diğer bir deyişle, katyon değiştirme kapasitesi zeminlerin katyon tutma yeteneğini gösteren bir değerdir (Ingles, 1968; Sharma, 1998; Ammann, 2003). Şekil 3.3 de tipik bir katyon değiştirme reaksiyonu ve Şekil 3.4. de bir katyon değiştirme ortamı görülmektedir. 21

37 Şekil 3.3 Katyon değiştirme reaksiyonu Şekil 3.4 Katyon değiştirme ortamı (Vogt, 2002) Katyon değiştirme kapasitesinin belirlenmesi için birkaç yöntem geliştirilmiştir. İlk geliştirilen yöntemlerden biri; kilin bir katyona doyurulması ve artık tuzların yıkanması; ardından başka katyonlarla doyurularak, yıkama işlemlerinin tekrarlanması şeklinde uygulanmaktadır. Toplam çözeltiler ise değişen katyon miktarının belirlenmesi için kullanılmaktadır. Diğer bir yöntem kilin amonyum (NH4) iyonlarıyla doyurulmasıdır. Önerilen diğer yöntemler ise setilpiridinyum iyonlarının, kobalt hekzamin, bakır dietilendiamin ve bakır trietilentetramin gibi metal-organik karışımlarının 22

38 kullanılmasıdır. CEC in metal organik karışımlarla belirlenmesi hızlı ve kesin sonuç vermektedir. Bununla birlikte, amonyum asetat yöntemi önemini korumakta ve uzun zaman almasına rağmen diğer yöntemlerin doğrulanmasında kullanılmaktadır. Çokça (1993) altı farklı kil numunesi üzerinde yapılan metilen mavisi deneylerinden tespit edilen katyon değiştirme kapasitesi ile standart amonyum asetat deneyinden belirlenen katyon değiştirme kapasitesi değerlerini karşılaştırmıştır. Sonuçların birbiri ile uyumlu olduğunu vurgulamıştır. Bir katyonun diğer katyonlarla değişebilirliği; iyon boyutu ve değerliği içeren bir çok faktöre bağlıdır. Bir kilin katyon değiştirme kapasitesi, tane boyutu, sıcaklık ve değişme reaksiyon ortamıyla ilişkilidir. CEC değerleri, kil mineralojisinin bir göstergesidir ve genellikle CEC değerinin büyük olması, şişme potansiyelinin de yüksek olduğunu göstermektedir (Mitchell, 1976; Sharma, 1998). Çizelge 3.2 de farklı kil mineralleri için verilen katyon değiştirme kapasitesi değerleri verilmiştir. Çizelge 3.2 Çeşitli kil mineralleri için katyon değiştirme kapasitesi değerleri (Grim, 1962) Kil minerali CEC (meq/100gr) Montmorillonit Vermikülit Haloysit 4H 2 O İllit Klorit Sepiyolit Atapulgit Haloysit 2 H 2 O 5-10 Kaolinit 3-15 meq: sıvı içerisindeki elektrolit miktarını ifade eden bir birimdir. Kaolinit minerali, çok küçük izomorf değişime sahiptir. Bu nedenle meydana gelen düşük negatif yük, tetrahedral ve oktahedral tabakalar arasındaki hidrojen bağları ile karşılanır. Bu bağlar, tabakalar arasında katyonların veya suyun adsorbsiyonu için gerekli olan boşlukları bırakmaksızın, tabakaları sıkıca birlikte tutar. Bu nedenle, kaolinit şişmeyen bir kil mineralidir (Wiseyesekera, 2003). Low (1981) değişebilir katyonun değerliği, boyutu ve hidrasyon enerjisinin tabakaların şişmesi üzerinde etkili olduğunu ileri sürmüştür. Tabakalar birbirinden yeterince 23

39 uzaklaştığında, kısa mesafeli kuvvetlerin etkisi azalmakta ve şişme katyon etkisinden bağımsız hale gelmektedir. Genellikle iki değerlikli katyonla (Ca 2+ ) doygun bir montmorillonit, 1nm den 2 nm ye kadar %100 şişebilmektedir (Azam vd. 2000). Ancak tek değerlikli katyona (Na + ) doygun bir montmorillonit sınırsız şişebilir. Bununla birlikte, doğal zeminler sodyuma doygun montmorillonitler kadar şişmezler. Bunun iki temel nedeni vardır; genellikle doğal kil mineralleri şişmeyen kil mineralleriyle karışık halde bulunurlar ve zemin sistemleri nadiren mono iyoniktir ve genellikle ya Ca 2+ yada Mg 2+ ile doygundur (Borchardt, 1989). Sodyum gibi tek değerlikli değişebilir katyonlar, kalsiyum gibi iki değerlikli katyonlardan daha büyük şişmeye neden olur. Alüminyum gibi çok değerlikli değişebilir katyonlara sahip yüksek asitlikteki killerde düşük şişme gözlenmektedir (Yong ve Warkentin, 1975; Luckham ve Rossi, 1999; Montes, 2003). Abdullah (1997) illit ve smektit içeren killerin potasyum katyonu ile reaksiyona girmesi sonucunda şişme potansiyelinin önemli ölçüde azaldığını vurgulamışlardır. 3.2 Killerin Kıvam Özellikleri Killi zeminlerde, davranışı etkileyen en önemli faktör su muhtevası yani kıvamdır. Zeminlerin kıvamı, danecikleri arasındaki adezyon kuvvetini (veya bağ kuvvetini), yük karşısında kayma direncini ve stabilitesini suyla değişen katılığını ve hangi su muhtevasınde hangi katılığa sahip olacağını belirleyen en temel özelliktir. Zira zeminin su muhtevası arttıkça katı halden sıvı hale kadar değişik kıvam hali gösterir. Ayrıca birbirinden farklı zeminler, aynı su muhtevasınde farklı kıvamlılık gösterirken katı halden sıvı hale geçmesi içinde birbirinden farklı suya ihtiyaç gösterirler. Bu nedenle zeminlerin hangi su muhtevasınde hangi kıvamda olacağını tespit etmek ve özellikle plastik ve likit kıvamlardaki su muhtevasınin bilinmesi önemlidir. Kohezyonlu zeminler su muhtevası değiştikçe büyük hacimsel değişmeler gösterdiği gibi en önemlisi su muhtevası arttıkça yüke karşı dirençleri düşer ve büyük deformasyon gösterirler. Bu nedenle killi zeminlerin kıvam durumlarını ve bu kıvam durumlarını tanımlayan su 24

40 muhtevalarının bilinmesi gerekir. Atteberg tarafından tanımlanan Şekil 3.5'de gösterildiği gibi, kıvam durumuna göre hacim değişimi görülmektedir. Hacim Değişimi Katı Y.katı Plastik il 1 Likit w S w P w L Su muhtevası, w (%) Şekil 3.5 Zemin kıvam limitleri ve hacim değişikliği. Likit limit (w L ): Zeminin kıvamılılığının artan su muhtevasınde plastik halden viskos sıvı hale dönüştüğü anda sahip olduğu su muhtevası olup, taşıma gücünün pratik olarak en az olduğu veya olmadığı kıvamı işaret eder. Plastik limit (w P ): Zeminin artan su muhtevasında yarı katı halden plastik kıvama geçtiği su muhtevasıdir. Zemin bu kıvamda yüke maruz kalırsa geçici deformasyondan ziyade kalıcı deformasyon gösterdiğinden dolayı, eden su muhtevasıdır. w P değeri plastiklik sınırını işaret Büzülme (Rötre) limiti (w S ): Zeminin su muhtevası değiştikçe hacim değiştirmesi belli bir aralıkta doğrusal iken belli aralıkta eğriseldir. Eğrisellikten doğrusallığa geçtiği noktadan çizilen teğet ile hacim değişikliği yapmadığı yani hacminin sabit kaldığı noktadan çizilen teğetin kesiştiği nokta büzülme limitini veya başka bir deyişle hacim değişiminin bittiği limiti verir. Plastisite indeksi (I p = w L -w P ): Zeminin plastik kıvamda bulunduğu aralığı temsil eder. Esasen plastisite, zeminin hacim değiştirme ve kohezyon özelliklerini belirler. Çünkü zeminin su muhtevası belli bir miktardan daha fazla arttığında kohezyon azalır. Bu 25

41 azalmanın nedeni, kil danelerinin etrafındaki su bir nevi yağlanma yaratarak birbirleri üzerinde kaymaya çalışmasından kaynaklanmaktadır. Bilindiği gibi dane çapı azaldıkça, yüzey alanı artmakta ve böylece çekim kuvveti yaratarak etrafındaki su filminin kalınlaşmasına dolayısıyla daneler birbirlerini iterek hacim artmasına neden olmaktadır. Bir başka deyişle plastisite indeksi I p, zeminin suya olan duyarlılığının bir ifadesi veya ölçütüdür. I p değerine bağlı olarak zeminlerin plastisite sınıflaması Çizelge 3.3'da verilmiştir. Çizelge 3.3 Zeminlerin plastisite sınıflaması I P Plastisite Özelliği 0-6 Plastik değil (NP) 6-10 Az plastisiteli Orta derecede plastisiteli Plastik >40 Aşırı plastik Kohezyonlu zeminler, w P ve w L arasındaki su içeriklerinde kalıcı (plastik) deformasyon yaparlar.w L ve I P değerlerinin zeminin özelliklerine bağlı olarak mukayesesi Çizelge 3.4'de verilmiştir. Çizelge 3.4 w L ve I P değerlerinin zemin özelliklerine etkisi Zemin Özellikleri Sıkışabilirlik Permabilite Hacim değiştirme I p civarında dayanıklık Kuru halde mukavemet w L aynı iken I P artarsa I P aynı iken w L artarsa Yaklaşık aynı Artar Azalır Artar Azalır - Artar Azalır Artar Azalır 3.3 Killerin Aktivite ve Şişme Özellikleri Zemin aktivitesi genellikle, değişen nem koşulları altında zeminin su alma ve verme kabiliyeti için kullanılan bir terimdir. Kıvam limitleri, metilen mavisi absorbsiyonu ve katyon değiştirme kapasitesi gibi zeminin fiziksel özelliklerinden belirlenebilmektedir. 26

42 Yaygın olarak kullanılan Aktivite formulü, zeminin kil boyutlu yüzdesi ile plastikliği ilişkilendirir. Bu faaliyet sedimanın mineralojisi ve geoteknik tarihçesi ile ilişkilidir. Aktivite aşağıdaki formül olarak tanımlanır. Aktivite = I P /CF (3.6) burada, CF kil yüzdesi (< 2µm) olarak tanımlanmıştır. Skempton (1953) plastisite indisi ile kil yüzdesini, aktivite (A c ) olarak isimlendirilen tek bir parametrede birleştirmiş ve killeri aktivitelerine bağlı olarak üç gruba ayırmıştır: A c < 0.75 aktif olmayan 0.75 < A c < 1.25 normal A c > 1.25 ise aktif Aktif killer, genellikle yüksek şişme potansiyeline sahiptirler. Çeşitli kil mineralleri için tipik aktivite değerleri Çizelge 3.5 de verilmiştir. Çizelge 3.5 Bazı kil mineralleri için tipik aktivite değerleri (Holtz ve Kovacs, 1981) Mineral Aktivite Kaolinit İllit Montmorillonit (Ca) 1.5 Montmorillonit (Na) Killerin Şişme Potansiyeli ve Şişme Yüzdesi Zemin ortamında, su muhtevası ve gerilme koşullarındaki değişikliklerin bir sonucu olarak ortaya çıkan hacim artışı, şişme olarak tanımlanmaktadır. Şişme potansiyeli, genel olarak, zeminlerin şişme yeteneğini ifade eden bir kavram olarak kullanılmaktadır. Literatürde, şişme potansiyelinin belirlenmesi ve tanımlanması açısından tam bir fikir birliği bulunmamaktadır. Bununla birlikte, şişme potansiyeli; genellikle, zeminlerin hem şişme yüzdesini hem de şişme basıncını kapsayan bir terim olarak kabul edilmektedir (Sridharan vd.1986; Shuai, 1996). 27

43 Şişme yüzdesi, örselenmemiş veya istenilen herhangi bir başlangıç koşulunda sıkıştırılarak hazırlanan zemin numunesinin su altında bırakılması sonucu hacminde meydana gelen artışın, başlangıç hacmine göre yüzdesini ifade etmektedir. Zemin numunesinin ıslanması (su altında bırakılması) sonrasında, yanal deformasyonların engellenmesi durumunda (bir boyutlu ödometre koşullarında) meydana gelen düşey boy değişimi veya eksenel deformasyonların engellenmesi durumunda (üç eksenli koşullarında) meydana gelen yanal çap değişimi şeklinde belirlenebilmektedir (Keskin vd., 1992). Kuruma ve ıslanma sonucu oluşan büzelme ve şişme miktarı, kilin mineraline bağlı olmakla birlikte danelern dizilişine, başlangıç su muhtevasına ve yanal gerilmelere bağlıdır. Kil minerallerin şişme ve büzülme özellikleri genel olarak plastisite özelliklerinin benzer eğilimini gösterirler. Başka bir ifadeyle, mineral ne kadar fazla plastisiteye sahipse o kadar çok şişme ve büzülme potansiyeline sahip demektir (Mitchell, 1993). 3.5 Killerin Geçirimliliği Zeminler daneleri arasında birbirine bağlı boşluklardan oluşan bir yapıya sahiptir. Bu yüzden su, zeminin sahip olduğu bu boşluklarda hareketsiz konumda bulunabileceği gibi bazen de boşluklardan akabilir. Permeabilite (hidrolik iletkenlik katsayısı) ise, doygun bir zeminin belli bir kesitinden belirli bir sürede suyun geçiş hızı olarak tanımlanır. Her ne kadar killi zeminlerin boşluk oranları kumlu zeminlere göre daha fazla ise de kil gibi ince daneli zeminlerde, daneler suyun geçiş yolunu kapatarak suyun geçişine direnç gösterirler ve bu yüzden killi zeminlerin permeabilite katsayıları kumlu ve daha iri taneli zeminlere göre oldukça düşüktür (Day, 2001). Doymuş zeminlerin permeabilite katsayılarını belirlemede dane boyutu birinci derecede rol oynasa da, bunun yanı sıra boşluk oranı, dane boyu dağılımı (derecelenme, boylanma) zemin yapısı, zemin tabaklanması ve zemin kusurları gibi birçok önemli faktör de zeminin permeabilite katsayısında etkili olmaktadır. Killerin permeabilite katsayısı; laboratuvarda direk olarak düşen seviyeli permeabilite deneyi ile ya da konsolidasyon deney sonuçları kullanılarak dolaylı yötemlerle bulunabilir. Kilin mineral kompozisyonu, dane boyutu ve dağılımı, boşluk oranı, kilin 28

44 yapısı ve boşluk suyunun özellikleri geçirimliliği etkilemektedir. Kil minerallerin geçirimliliği (permebilite katsayısı, k) 10-7 m/sn ile m/sn arasında değişmekle birlikte doğal kil zeminlerin ölçülen permebilitesi, genellikle aralık 10-8 m/sn ile m/sn arasındadır. Aynı su muhtevasındaki kil mineraller için permeabilite katsayısı montmorillomnit < illit < kaolenit şeklindedir (Mitchell, 1993). 3.6 Killerin Kompaksiyonu Kompaksiyon; zeminlerin dayanım, permeabilite (geçirimlilik) ve oturmaya karşı iyileştirilmesi veya erozyon olayına karşı sağlamlaştırılması için tabakalar halinde sıkıştırılması olarak tanımlanabilir (Aytekin, 2004). Kompaksiyon; zemin tabaka serilerek, silindirleme, vibrasyon (titreşim) uygulama, tokmaklama gibi işlemlerle yapılmaktadır. Bu işlemlerle, zemin daneleri daha az boşluklu yerleşerek, zeminin boşluk oranı azaltılır. Yol, hava alanı, toprak baraj, toprak dolgu inşaatlarında, zemin belli bir kalınlıkta serilerek, belli bir su muhtevasında, uygun bir sıkıştırma aracı ile sıkıştırılır (Uzuner, 2000). Sıkışmanın kalitesi, rölatif kompaksiyon ile kontrol edilir. Kabadaneli zeminlerin sıkışma eğrisi dar açıklıklı paroblik eğri iken killi zeminlerde ise kompaksiyon eğrisi geniş açıklıklı paraobilik eğri şeklinde davarnış gösterir. Killi zeminlerde su muhtevası daha geniş bir aralık göstermektedir. γ d (kn/m 3 ) S r = 90% S r = 100% Kaba daneli zeminler Killi zeminler Şekil 3.6 Killi zeminlerin kompaksiyon eğrisi w (%) Birleştirilmiş zemin sınıflandırılmasına göre CH, CL, MH, ML zemin sınıflarında sırası ile optimum su muhtevası büyükten küçüğe davranış gösterirken maksimum kuru birim hacim ağırlığında ise ters bir davranış gösterir. 29

45 3.7 Killerin Mekanik Özellikleri Konsalidasyon ve Sıkışabilirlik Zemin daneleri oldukça sert minerallerden oluştukları için bunların sıkışması küçük olmaktadır. Boşlukların tamamen su ile dolu olması durumunda (suya doygun zemin) suyun sıkışabilirliğinin çok küçük olması nedeniyle bunun zeminin sıkışmasına katkısı da ihmal edilebilecek mertebede kalacaktır Özellikle suya doygun zeminlerde, esas olarak boşluklardaki suyun dışarı çıkması sonucu meydana gelmektedir. Sabit bir yük altında, boşluklardaki suyun dışarı çıkması sonucu zeminlerde meydana gelen hacimsel şekil değiştirmelere zemin mekaniğinde "Konsolidasyon" adı verilmektedir Zemin içinde suyun hareket edebilme özelliklerinin değişik zeminlerde birbirinden çok farklı olduğu bilinmektedir. İnce daneli zeminlerin permeabilitesi çok düşük olduğu için, yüklenen zeminden suyun dışarı çıkması yavaş olacaktır. Buna bağlı olarak zeminin sıkışması da zamana bağlı olarak gelişecektir. Dolayısıyla zeminlerin sıkışmasının hesaplanmasında gerilme-şekil değiştirme-zaman ilişkilerinin incelenmesi gerekli olmaktadır. Bu ilişkiler deneysel olarak laboratuvarda odeometre aleti kullanılarak, kuramsal olarak ise konsolidasyon teorisi ile incelenmektedir. Hesaplamada son oturmanın büyüklüğü, oturma miktarı zamanla gidişi, oturma miktarı ve sıkışma indisi belirlenir. Suya doygun kil minerallerin sabit yük altında sıkışabilirliği (oturması) kaolenit < illit < montmorillonit sırasında artmaktadır. Konsolidasyon oturmasını belirlemede sıkışma indisi (C c ) ve konsolidasyon katsayısı (c v ) önemli parametrelerdir. Sıkışma indisi değerleri, kaolonit için 0.19 ila 0.28, illit için 0.50 ila 1.00 ve montmorillonit için 1.0 ila 2.60 arasında değişmektedir. Belirli mineral tipi, konsolidasyon katsayısını direk olarak içerik miktarı açısından etkilememektedir. Konsolidasyon katsayısı değeri ortalama mineral tipine bakılmaksızın ( )*10-8 m 2 /sn arasındadır (Mitchell, 1993) Kayma mukavemeti Zeminin göçmeye karşı koyan kuvvetleri oluşturan zeminin kayma mukavemeti parametreleridir. Bir zeminin kayma mukavemeti, zemin kütlesine uygulanabilen en yüksek kayma gerilmesidir. Kayma (göçme) düzlemi boyunca kayma göçmesine sebep 30

46 olan kayma gerilmeleri o zeminin taşıyabileceği en yüksek kayma gerilmesidir, dolayısıyla da kayma mukavemetidir. Killi zeminlerde dane yapısı ve daneleri çevreleyen elektriksel negatif yüke su moleküllerinin tutunması ve taneler arasında bir ara yüzey oluşturarak taneleri birbirine yapıştırması sebebiyle ortaya çıkan ilave bir kayma direnci parametresi vardır. Bu da klasik zemin mekaniğinde kohezyon (c), günümüz terminolojisinde görünen kohezyon olarak adlandırılır. Normal gerilme etkisi sıfır olsa bile silt ve killer gibi kohezyonlu zeminlerde bir miktar kayma mukavemeti kohezyon sebebiyle bulunur ve killerde su muhtevası ve plastisiteye bağlı olarak değişir. Zemin danelerin birbirine sürtünmesinden kaynaklanan kayma mukavemeti, danelerin sürtünme açısına bağlı olarak gelişen kayma mukavemet açısı ( ) ile ifade dilir. Killerin kayma mukavemeti parametreleri, kayma mukavemeti açısı ( ) ve kohezyon (c) olarak ifade edilir ve bu iki parametrenin (c, ) etkisi hesaba katılarak kayma mukavemeti (Coulomb denklemi) aşağıdaki gibi ifade edilir. c+ n tan (3.7) Suya doygun normal konsolide killerde; drenajsız durumda c = c u (drenajsız kayma mukavemeti) ve =0, drenajlı durumda ise c = 0 ve ' olarak bulunur. Drenajlı yani efektif gerilmesi cinsinden kayma mukavemeti ele alındığında (efektif kayma mukavemeti açısı, ' ) en büyük kaolenit, orta illit ve endüşük montmorillonit türü kil minerallerinde elde edilir (Mitchell, 1993). 31

47 BÖLÜM IV KİLLERİN FİZİKO-KİMYASAL ÖZELLİKLERİ İLE KIVAM ÖZELLİKLERİ ARASINDAKİ İLİŞKİLER Bu bölümde, killi zeminlerin fiziko-kimyasal özellikleri olan Özgül Yüzey Alanı (SSA) ve Katyon Değişim Kapasitesi (CEC) ile kıvam özellikleri olan kıvam limitleri (w L, w p, I p ), kil yüzdesi (CF), aktivite (A c ) ve şişme arasındaki ilişkilerin literatürde taraması yapılarak özetlenmiştir. 4.1 Kıvam Limitleri ile Yüzey Alanı ve Özgül Yüzey Alanı Arasındaki İlişkiler Literatürde, ince daneli zeminlerin mühendislik davranışını etkileyen en önemli faktörlerden biri olarak SSA (m 2 /g) nın olduğuna dair dair kuvvetli kanıtlar vardır. Örneğin, SSA ve w L arasında kuvvetli bir ilişki olduğunu gösteren çok sayıda çalışma yapılmıştır (Smith ve diğ., 1985; Morin ve Dawe, 1986; Churchman ve Burke, 1991). Özgül Yüzey Alanı (SSA), ince daneli zeminlerin bileşimini tanımlamakta aslında mekanik analizlerden daha fazla köklü ve elverişli bir temel nokta olabilir. Bir zeminin Yüzey Alanının SA (m 2 ), mühendislik endeks parametreleri ile önemli derecede korele edilebilecek tek parametre olabileceği önerilmiştir (Locat vd., 1984). Mineralojik, organik bileşenleri ve partikül boyutu dağılımları arasındaki farklar yüzünden, reaktif yüzeyleri ile zeminler birbirlerinden önemli derecede ayrılırlar (Carter vd., 1986) ve ölçülen yüzey alanı, açığa çıkan partikül yüzeyinin miktarına önemli derecede bağlıdır (Mortland, 1954). Araştırmalar, partikül boyutlarına ya da zeminlerdeki ve killerdeki aşındırma (grinding) etkilerine, SSA dan daha çok değişik özellikler ve reaksiyonlar bağlantılandırılmıştır. Kelley vd. (1936) killerin katyon değişim kapasitelerinin, grinding ile, daha çok değişim pozisyonunun ortaya çıkması ve bununla birlikte yüzey alanının artması nedeni ile, daha da arttığını gözlemlemiştir. Doğal zeminlerde katyon değişimi kapasitesi gibi özellikler var olan kilin miktarı ve türü ile ve SSA miktarı ile ilişkilidir (Cevato, 2001). Çizelge 4.1 de plastik limit ile yüzey alanı arasındaki korelasyonlar üzerine yapılan çalışmalar gösterilmektedir. 32

48 Çizelge 4.1 Plastik limit ve yüzey alanı arasındaki korelasyonlar w p = 0.43SA ext Güney Afrika/Georgia/Missouri Killeri Hamel vd. (1983) w p = 0.064SA İsrail Killeri Smith vd. (1985) Likit limit yalnızca ince danelerin varlığına bağlıdır. Yong ve diğ. (1966) plastik limitin likit limitten daha az değiştiğini göstermiştir. Kilin yüzey alanı arttıkça plastik limitte (orantılı olmayarak) artmaktadır. Montmorillonitin yüzey alanı kaolenitin yüzey alanından 40 kat büyükken plastik limit yalnızca 2-3 katı büyüktür. Çizelge 4.2 de ise literatürde bulunan değişik çalışmalara göre likit limit ile yüzey alanı korelasyonları göstermektedir. Çizelge 4.2. Likit limit ve yüzey alanı arasındaki korelasyonlar w L = 0.21SA+19 w p (% 17 ~ 78) Gill ve Reaves (1957) w L = 0.19SA Güney Afrika zeminleri De Bruyn vd. (1957) w L = 0.56SA+19 İngiliz Kil zeminleri Farrar ve Coleman (1967) w L = 0.67SA+0.93 İngiliz Kil zeminleri Farrar ve Coleman (1967) w L = 0.37SA+18 w p (% 19 ~ 85) Warkentin (1968) w L = 1.2 SA ext Bentonit içermeyen Japon zeminleri Kuzukami vd. (1971) w L = 6.4SA ext 26 Kaolin ve Bentonit ile karışık Japon Kuzukami vd. (1971) zeminleri w L = 0.25SA+8.5 w p (% 50 ~ 125) Zaki Gazalli vd. (1971) 0.48 w L = 108SA ext Güney Afrika/Georgia/Missouri killeri Hammel vd. (1983) w L =0.14SA İsrail den killer Smith vd. (1985) w L = 0.31SA Hint deniz killeri Sridharan vd. (1988) w L = 1.01SA+46.5 Denizsel sedimanlar Wetzel (1990) Yukarıdaki ilişkiler Atterberg limitlerinin Yüzey Alanı nı tahmin etmekte kullanılabileceğini göstermektedir. Ancak doğru tahmin, sadece benzer fiziksel ve kimyasal özellikleri olan zeminler kullanılarak ilişki kalibre edilirse sağlanmış olacaktır (Hammel vd., 1983). Şekil 4.1 de Kanada killeri için SSA ve kıvam limitleri arasındaki ilişkiyi göstermektedir (Locat vd., 1984). 33

49 Su muhtevası (%) SSA (m 2 /g) Şekil 4.1. Kanada killeri için SSA ile kıvam limitleri arasındaki ilişki (Locat vd., 1984) Kıvam Limitleri ile Kil Yüzdesi (CF) Arasındaki İlişkiler Kıvam limitleri ve dane boyutu dağılımı, zeminin mineralojisinin göstergesidir (Mitchell, 1993). Doğal kilin yüzey özellikleri ile likit limit arasındaki ilişki, basit değildir ve dane boyu dağılımı (özellikle kil içeriği), mineral bileşimi (örneğin, kil mineralojisi, karbonat mineralojisi, Katyon Değişim Kapasitesi ve yüzey yükü) gibi diğer değişkenlere de ihtiyaç hissedilebilir. Kıvam limitlerini etkileyen bir diğer faktör ise boşluk suyu tuzluluğunun rolüdür (Torrance, 1975; Locat, 1982). Tuzun süzülüp aktığı denizel killer için likit limitte belirli bir azalma olur (Locat vd., 1984). Süzülme işlemi dane boyu ve mineraloji gibi faktörlere bağlı olacaktır. Kil zeminlerin plastik özelliklerinin açıklaması zemin partiküllerinin iç etkileşiminde aranmalıdır. Partiküller arasında var olan kuvvetler, halihazırdaki kil partiküllerinin boyutu, şekli ve türüne bağlıdır. Partiküller arasındaki kuvvetler likit limitin belirlenmesinde daha öne çıkan bir rol oynarlar, çünkü partiküller arasındaki mesafe öyledir ki, kil partikülleri arasındaki iç etkileşim kuvvetleri, partiküllerin birbirlerine göre göreceli olarak kolayca hareket etmesine izin verecek kadar zayıf hale gelir. Bir zemin plastik olarak deforme olduğu zaman, partiküller birbirlerine göre hareket etmeye 34

50 ve yeni denge konumları oluşturmaya başlarlar. Partiküller arasındaki kohezyon bu harekete izin verecek kadar düşük olmalıdır ve aynı zamanda da partiküllerin yeni kalıplanmış konumlarını sürdürmeye yetecek kadar yüksek olmalıdır. En düşük plastik limit bu özelliklerin ortaya çıktığı düşük su içeriğidir (Yong vd., 1966). Çizelge 4.3 de çeşitli çalışmalardan likit limit ile kil yüzdesi arasındaki Çizelge 4.4 de plastik limit ile kil yüzdesi arasındaki ve Çizelge 4.5 de ise plastisite indisi ile kil yüzdesi arasında literatürde geliştirlen korelasyonlar verilmiştir. Çizelge 4.3. Likit limit ve kil yüzdesi arasındaki korelasyonlar w L = 0.88 CF+18.3 Iowa Loess Davidson et. al.(1952) w L = 0.67CF+23.1 Illinois Loess Odell et al.(1960) w L = 1.25CF+2.75 Clays from Alberta Canada Hamilton (1966) w L = 1.79CF CF Range %10-69 Farrar and Coleman (1967) w L = 1.15CF-6.75 Black Cotton (Angola) Novais- Ferreira(1967) w L = 0.85CF+2.22 CF Range % Warkentin (1968) w L = 1.08CF-5.05 Basal McMunay Formation Clay Shales Dusseault et al.(1979) w L = 0.54CF+4.4 Basal McMunay Formation Clay Shales Dusseault et al.(1979) w L = 0.79CF+6.19 Basal McMunay Formation Clay Shales Dusseault et al.(1979) w L = 0.93CF-0,97 Basal McMunay Formation Clay Shales Dusseault et al.(1979) w L = 1.12CF-5.62 Basal McMunay Formation Clay Shales Dusseault et al.(1979) w L = 0.78CF+10 Red Clay, Wisconsin Brown et al. (1983) w L = 0.575CF Clays from Israel Smith. et al. (1985) w L =1.7CF+13.5 Hong Kong Marine Deposits Yin (1999) w L =2.39(CF%+3.1) Indian Marine Clays Sridharan et al. (1999) Çizelge 4.4. Plastik limit ve kil yüzdesi arasındaki korelasyonlar w P = -0.31CF Peorian lösü Davidson vd. (1952) w p = 0.101CF Illinois zeminleri Odell vd. (1960) w p = 0.36CF+7.20 Alberta (Kanada) dan killer Hamilton (1966) w p = 0.44CF Hong Kong denizel çökelleri Yin (1999) 35

51 Çizelge 4.5. Plastisite indisi ve kil yüzdesi arasındaki korelasyonlar I P = 1.21CF Peorian Lösü Davidson vd. (1952) I P = 0.568CF+1.09 Illinois Zeminleri Odell vd. (1960) I P = 0.51CF 0.1 Kırmızı Kil, Wisconsin Brown vd. (1983) I P = 126CF Hong Kong Denizel Çökelleri Yin vd. (1999) Likit limit sadece var olan ince partiküllere dayalıdır. Bir kil ve kum karışımının likit limiti, karışımdaki kil yüzdesinin azalması ile azalır, fakat kilin birim ağırlığına göre likit limit esas olarak sabit kalır. Plastik limitin likit limitten çok daha az değiştiğini gösteren zemin sonuçları vermişlerdir (Yong vd. 1966). 4.3 Kıvam Limitleri ile Mineral Tipine Göre CEC, SA ve CF Arasındaki İlişkiler Kil minerali türü, likit limit değerleri üzerinde önemli bir etkiye sahip olduğu ve bu değerlerin kaolinit < illit < montmorillonit serisine göre arttığı gösterilmiştir (Lambe, 1969). Dane boyutunda azalmaya ya da yüzey alanında artmaya plastik ve likit limit değerlerindeki artış eşlik eder (White, 1949). Seed vd. (1964) aktivite değerleri 0.4 ila 0.6 arasında değişen bentonit + kaolinit ve bentonit + illit karışımları için likit limit ile kil boyutu yüzdesi arasında bir lineer korelasyon olduğunu göstermiştir. Verilen kil minerali için sonuçlar, mevcut olan koloidal yüzey miktarının likit limiti düzenlediğini belirtmektedir (Sridharan vd., 1986). Ayrıca, verilen bir kil türü için, koloidal yüzeyin yapıs likit limiti önemli derecede etkilemektedir. Bu, montmorillonit için geniş likit limit çeşitliliğine yol açmaktadır; değiştirilebilir katyon tipleri serisi şöyledir: Na > K > Ca > Mg > Fe (White, 1949). Montmorillonitin likit limiti, saçılmış çift tabaka kalınlığının bir fonksiyonu olarak tanımlanmıştır (Sridharan vd., 1956; Yong ve Warkentin, 1966; Sridrahan vd., 1975). Hakim partiküller arası kuvvet, itme (geri tepki, repulsiyon) nin çeşitlerinden biridir. Bu itme kuvveti, partiküller arasındaki uzaklıkları belirler. Böylece, itmeyi azaltan tuz konsantrasyonundaki bir artış, ya da tek değerli değiştirilebilir katyonların çift değerli katyonlarla yer değişimi, likit limiti azaltır. Sridrahan (1975) hakim kil minerali olarak montmorillonit içeren yedi doğal zemini test etmiş ve Atterberg limitleri ile CF, SSA ve CEC arasındaki ilişkileri incelemiştir. CF ve SA zayıf ilişkiler sergilerken bununla beraber, w L ile CEC arasında doğrusal bir eğilim olduğunu göstermiştir. 36

52 Bir çok araştırma, bazı ince daneli zeminler için SSA ile w L arasında kuvvetli bir lineer ilişki olduğunu göstermiştir (Ohtsubo vd., 1983; Locat vd., 1984; Smith vd., 1985; Morin ve Dawe, 1986; Churchman ve Burke, 1991). Diğer çalışmalar ise belirli zeminler için, özellikle bazı montmorillonitler için, SSA ile w L arasında hemen hemen hiçbir ilişki olmadığını göstermiştir (Sridrahan vd., 1986). Muhunthan (1991); De Bruyn vd., (1957), Farrar vd. (1967) ve Sridrahan vd. (1988) tarafından sunulan sonuçları kullanarak, 1/SSA ile 1/w L arasında lineer bir ilişki olduğunu göstermiştir. Kanada daki hassas denizel killerin özgül yüzeyleri, birçok araştırmacı tarafından rapor edilmiştir (Morin and Dawe 1987; Locat and Demers 1988; Locat et al. 1990; Locat et al. 1996). Locat vd. (1984), SSA ile w L ve w P arasında kuvvetli bir ilişki olduğunu ortaya koymuştur (Şekil 4.2). Bunun yanı sıra, CF arttıkça SSA nın arttığını da göstermiştir. Ip ve wl (%) Ac CF (%) Şekil 4.2. Kil boyutu fraksiyonları yüzdeleri fonksiyonu olarak likit limit ve plastik limit ve kaolin içeren zeminlerin aktiviteleri (Sridharan vd.,1988) Kıvam limitleri ve kil mineralojisi arasındaki ilişkiyi bulmak için Seed vd. (1964) ve Sahu (1991) tarafından da çalışmalar yapılmıştır. Bu araştırmacıların çalışmaları, değişik oranlarda iki kil mineralinin karıştırılarak, eşit montmorillonit ve illit oranları içeren bir karışımın daha fazla ya da daha az kıvam limitlerine sahip olup olmadığını belirlemeyi ve eşit miktarda kaolinit ve bentonit içeren bir karışımdan daha fazla ya da az kıvam limitlerine sahip olup olmadıklarını belirlemeyi amaçlamıştır. Sonuçlar laboratuvarda hazırlanan yapay zeminler için gösterilse de, aynı ilkelerin doğal zeminler 37

53 için de geçerli olacağı öne sürülmüştür. Bununla beraber, Sridharan ve diğ. (1988) ise doğal zeminler için grafiğinde sistematik dağılım olmadığını göstermiştir (Şekil 4.2). Fiziksel ve kimyasal günlenmeye ve çökelme ile ilgili diğer işlemlere maruz kalan doğal zeminler geniş bir dağılım içinde partikül boyutlarına ve fiziko kimyasal ve mekanik özelliklere sahiptirler (Sridharan vd., 1988) ve sonuç olarak, zeminin değişik bileşenleri, özellikleri, saf kil karışımlarındaki kadar hesaba gelir şekilde, doğrudan etkilemeyebilir. Doğal kil, çok nadiren basit bir mineraller karışımı gibi, birbirinden bağımsız olarak davranır (Lambe, 1960). Seed ve Sahu (1962) I P ile w L arasında tek (tam) bir korelasyon olmadığını tespit etmişlerdir. Likit limitin mineral kompozisyonu ile değişimi Şekil 4.3 de gösterilmiştir (Sahu, 1991). Kaolinit montmorillonit karışımında, w L adım adım azalarak 315 ten 44 e düşerken öte yandan, illit montmorillonit karışımında ise illitin % 60 larına kadar w L azalımı hızlıdır ve bunun ilerisinde adım adım azalma görülür. % Montmorillonit wl (%) % Kaolen ve % İllit Şekil 4.3. Likit limitin mineral kompozisyonu ile değişimi (Sahu, 1991). 38

54 % Montmorillonit CF (%) % Kaolen ve % İllit Şekil 4.4. Mineral kompozisyonu ile birlikte kil fraksiyonunun değişimi (Sahu, 1991). Benzer eğilimler Seed (1964) tarafından da bulunmuştur. Araştırmacı partiküllerin çimentolaşması ve tabakalaşmasının montmorillonitin İ-M karışımında az olduğu zaman meydana geldiğini önermiştir. Buda w L ve I P deki artışı baskı altına almıştır. Bununla beraber, mineral karışımlarının hidrometre analizleri, kil partiküllerinde herhangi bir çimentolaşma olduğunu göstermemektedir. CF yüzdesi, mineral kompozisyonu ile lineer olarak değişir (Sahu, 1991) (Şekil 4.4). 4.4 Aktivite, Kil yüzdesi ve Mineral Tipi Bir zeminin kıvam limitleri, zemin danelerinin yüzeylerine çekilmiş olan suyun miktarı ile ilişkilidir (Lambe ve Whitman, 1969). Çekilmiş olan suyun miktarı, zeminde var olan kil miktarı tarafından önemli derecede etkileyeceği ve böylece yüzey alanını da etkilenmiş olacaktır. Skempton (1953) ayrıca dört kil çökeli için, plastiklik ve kil boyutu yüzdesi arasında yaklaşık bir lineer ilişki olduğunu göstermiştir (Şekil 4.5). Bu da aktivite (A c ) olarak tanımlanmış ve Bölüm II de aktivitenin, plastisite indisine ve kil yüzdesine bağlı olarak değiştiğinden söz edilmiştir. 39

55 CF (%) Şekil 4.5. Skempton aktivite grafiği (Skempton, 1953). Şekil 4.6 da kaolinit, illit ve Na montmorillonit için Skempton (1953) aktivite çizgileri gösterilmiştir (Lambe ve Whitman, 1969). Tipik olarak karışık tabakalı minerallerden oluşan doğal zeminlerin çoğu bu çizgilerin arasında bir yere düşecektir. Ip (%) Ip (%) CF (%) Şekil 4.6. Saf killerin aktivite tablosu (Lambe ve Whitman, 1969). 40

56 4.5 Büzülme ile Şişme Özellikleri Arasındaki İlişkiler Aktivite bir çok araştırmacı tarafından zeminlerin şişme potansiyelini tahmin etmek için kullanılmıştır. Parker vd. (1977) hem montmorillonitlerde hem de karışık mineralojiye sahip killerde aktivitenin çok muğlak bir değer olduğunu belirtmişlerdir. Bununla birlikte, Schreiner (1988) aktivite ile şişme büzülme potansiyeli arasında kararlı bir ilişki olduğunu gözlemiştir. Çokça (2002), kilin aktivitesi ile şişme yüzdesi arasında Şekil 4.7 de görülen lineer ilişkiyi belirlemiştir. Şişme Yüzdesi (%) A c Şekil 4.7. Kil aktivitesi ile şişme yüzdesi arasındaki ilişki (Çokça, 2002) Zemin sınıflamasında büzülme, şişme ve çatlama önemle dikkate alınacak hususlardır. Şişme potansiyelinin ölçümü için çeşitli yöntemler kullanılmaktadır. Lineer genişleyebilme katsayısı (COLE), örselenmemiş örneklerden belirlenebildiği için ve bir şişme endeksine çevrilebildiği için zemin araştırmacıları tarafından kullanılmaktadır (Franzmeier ve Ross, 1968; Grossman vd., 1968). Bununla beraber, COLE testi rutin olarak uygulanmamaktadır çünkü zaman harcayıcıdır ve COLE u tahmin edebilen özellikler sıklıkla gerçek belirlemelere tercih edilmektedir (Dasog vd., 1988). Çizelge 4.6 da COLE ile SA, CF ve CEC arasındaki ilişkileri gösteren korelasyonlar verilmiştir. 41

57 Çizelge 4.6. COLE ile SA, CF ve CEC arasındaki korelasyonlar COLE = CF Kanada dan mikalı zeminler Ross (1978) COLE = SA Kanada dan mikalı zeminler Ross (1978) COLE = SA İsrail den killer Smith vd. (1985) COLE = CEC İsrail den killer Smith vd. (1985) Zeminin potansiyel genişleyebilirliği, bir zeminin su muhtevasının biraz artışı ile şişme yeteneği olarak tarif edilebilir (De Bruyn vd., 1957). Meydana gelebilecek şişmenin oluşabilmesi kriterler Kantey ve Brink (1950) tarafından tanımlanmıştır. Bunlar şöyle sıralanabilir: zemin aktif olmalıdır, yani şişme potansiyeline sahiptir. zemin kurumuş bir durumda olmalıdır, yani şişebilen tabaka kalıcı su seviyesinin üzerinde yer almalıdır. Kantey ve Brink (1950) şişebilen bir zemini ayırt edilebilecek kriterleri şöyle sıralamıştır: Lineer büzülme > % 8 likit limit > % 30 Ip > % 12 Yukarıda bahsedilen tüm kriterlerin yanı sıra, zeminler, yerçekimi kuvveti ile akıp gitmeyen belirli bir miktarda suyu tutabilmelidir (De Bruyn vd., 1957). Şişme potansiyeli için su ile ilişkili olmak gerekli bir şarttır (De Bruyn vd., 1955) ve bu aşağıdaki verilen durumların bilinmesi halinde belirlenir: boşluk boyutları özgül yüzey miktarı yüzeyin kimyasal kompozisyonu Bir zeminin şişme potansiyeli ayrıca zemindeki kil türüne ve miktarına da bağlıdır. Büzülme endeksi bir diğer önemli faktördür. Seed vd. (1962) harhangi bir kil için şişme potansiyeli miktarının, CF yüzdesinin artması ile artacağını göstermiştir. Şişmeyen bir zeminin büzülme indeksi 20 den az ve yüksek şişme potansiyeline sahip zemininde ise zeminin büzülme limiti ise 30 ile 60 arasındadır. 42

58 Killerin şişme potansiyeli de, bir çok çalışmada gösterildiği gibi, yüzey alanı ile ilişkilidir (Low, 1980; Morgenstern ve Balasubramanian, 1980; Ross, 1978; Dasog vd., 1988). De Bruyn vd. (1957) SSA ve su muhtevasını kullanarak çeşitli zeminlerin bir sınıflamasını ve sonuçlarını sunmuştur. Onun kriterleri, toplam SSA < 70 m 2 /g den ve denge su muhtevaları < % 3 ten az olan zeminler şişmez (iyi) ve toplam SSA > 300 m 2 /g ve denge su muhtevaları > % 10 dan fazla olan zeminlerin şişebilen (kötü) olduğunu belirtmiştir. Li (1963) karışık olmayan yapay killer ile benzer veriler sunmuştur (Şekil 4.8). Serbest Şişme (%) SSA (m 2 /g) Şekil 4.8. Yapay killerde serbest şişme ve yüzey alanı arasındaki korelasyon (Li, 1963). Grabowska ve Olszewska (1970), Çek Cumhuriyeti nden alınan kaolinit ve bentonit zemin karışımlarından şişme potansiyelinin ve Yüzey Alanı testlerinin sonuçlarını sunmuştur (Şekil 4.9). Yüzey alanı arttıkça, şişme potansiyeli de artmakta, karışımda ne kadar çok montmorillonit varsa iç yüzey o kadar artar böylece hem şişme potansiyeli hemde yüzey alanı artmaktadır. Parker vd. (1977) şişme potansiyeli ile ilgili en pratik korelasyonların, şişme endeksi (r 2 = 0.92) ve plastisite indisi (r 2 = 0.79) ile olduğunu bulmuştur. 43

59 Şişme (%) SSA (m 2 /g) Şekil 4.9. Şişme ve özgül yüzey alanı arasındaki korelasyon (Grabowska ve Olszewska, 1970). Killerin şişme potansiyeli ile SA arasındaki ilişkiyi niceleyen bir çok çalışma yapılmıştır (Ross, 1978; Low, 1980; Morgenstern ve Balasubramanian, 1980; Çokca, 2002). Ross (1978) montmorillonitli zeminlerin şişme potansiyeli ile kil yüzdesi ve özgül yüzey alanı arasındaki ilişkileri incelemiştir. Şişme potansiyelindeki değişimin, kil yüzdesinden çok özgül yüzey alanı ile ifade edildiğini belirtmiştir. Metilen mavisi adsorbsiyonunun, kil tipinin bir fonksiyonu olduğu; kilin su adsorbsiyon yüzdesinin ve bu nedenle kil dane yüzey alanının bir ölçümünü verdiği kabul edilmektedir. Metilen mavisi, kil minerallerinin negatif yüklü yüzeylerinde adsorbe edilen polar organik bir moleküldür. Belli kütleye sahip kilin adsorbe ettiği metilen mavisi miktarı, kil tane yüzeyleri üzerindeki negatif yüklü alanların konsantrasyonuna ve birim kütle için kilin yüzey alanına bağlıdır (Fityus vd. 2000; Fityus ve Smith, 2000). Çokça (2002) metilen mavisi değeri ve şişme yüzdesi arasındaki ilişkiyi incelemiştir. Farklı plastisiteye ve şişme yüzdelerine sahip zemin numuneleri elde etmek için, ticari bentonit ve kaolinit mineralleri farklı oranlarda karıştırılmıştır. Metilen mavisi adsorbsiyon deneyleri ve ödometrede standart serbest şişme deneyleri (ASTM D ) yapılmıştır. Deney sonuçları, metilen mavisi değeri ile şişme yüzdesi arasında doğrusal bir ilişkinin olduğunu göstermiştir (Şekil 4.10.). 44

60 Şişme Yüzdesi (%) Metilen mavisi değeri (g/100g) Şekil Metilen mavisi değeri ile şişme yüzdesi arasındaki ilişki (Çokça, 2002). 4.6 CEC ve SSA nın İnce Daneli Zeminlerin Mühendislik Özelliklerinde Etkileri Bir çok araştırmacı SA nın zeminlerin CEC si ile yakın ilişkili olduğunu bulmuştur (Farrar ve Coleman, 1967; De Kimpe vd., 1979; Cihacek ve Bremner, 1979; Newman, 1983; Tiler ve Smith, 1990). Killi zeminlerin yüzey aktivitesi, kısmen onun CEC si ile ya da SSA ile tanımlanır (Locat vd., 1984). Gill ve Reaves (1957) SSA ile CEC arasında bigüçlü bir ilişki olduğunu göstermiş ve bunu ifade eden korelasyon (r 2 = 0.95) geliştirmiştir. Farrar ve Coleman (1967) 19 İngiliz kili için w L ile CEC arasında ve CEC ile SSA arasında göreceli bir lineer ilişki olduğunu göstermiştir. Bu korelasyon denklemlerin hepsi Çizelge 4.7 de görülebilir. Çizelge 4.7. CEC ve SA, w L ve I p arasındaki ilişkiler için korelasyon denklemleri CEC = 0.15SA-1.99 Güney Amerikan kili Gill ve Reaves (1957) CEC = 0.28SA+2 İngiliz kil zeminleri Farrar ve Coleman (1967) CEC = 0.12SA+3.23 İsrail zeminleri Banin ve Amiel (1970) CEC = 0.14SA+3.6 Osaka körfezi kili Tanaka (1999) CEC = 0.55 w L İngiliz kil zeminleri Farrar ve Coleman (1967) CEC = 1.74w L İsrail den killer Smith vd. (1985) CEC = 3.57w P İsrail den killer Smith vd. (1985) Çizelge 4.7 ve Çizelge 4.8 de görüldüğü gibi w p, CEC ve SSA ile oldukça çok iyi korele edilebilecek ilişkiler elde edilmiştir (Smith vd., 1985; Gill ve Reaves, 1957; Farrar ve Coleman, 1967; Odell vd., 1960). 45

61 Çizelge 4.8. w P ve SA arasındaki ilişkiler için korelasyon denklemleri w p = 0.43SA ext Güney Afrika/Georgia/Missouri Killeri Hammel vd. (1983) w p = 0.064SA İsrail den Killer Smith vd. (1985) Tanaka (1999) metilen mavisi yöntemi ile ölçülen Osaka Körfezi kilinin SSA sının, hem I P ve hemde dane boyutunun fonksiyonu olarak arttığını bulmuştur. Aynısı, CEC için de geçerlidir. SSA ve CEC lineer bir ilişki göstermektedir (Tanaka, 1999) (Şekil 4.11). Banin vd., (1970) de İsrail zeminleri için CEC ve SSA arasında kuvvetli bir lineer korelasyon olduğunu göstermiştir. SSA ölçümünün etilen glikol yöntemi ile belirlenmesiyle Fripiat (1964) da CEC ile SSA arasında bir lineer ilişki olduğunu öne sürmüştür. Saint-Gelais (1990) ve Locat (1996) ise metilen mavisi yönteminin sistematik olarak, etilen glikol kullanılan yönteme göre % 40 daha fazla SSA değeri verdiğini göstermiştir. CEC (meq/100gr) SSA (m 2 /g) Şekil Osaka Körfezi kilinde CEC ve SSA arasındaki ilişki (Tanaka, 1999). 46

62 CEC (meq/100gr) SSA (m 2 /g) Şekil İsrail kil zeminleri için CEC ve SSA arasındaki korelasyon (Banin ve Amiel, 1970). Curtin vd., (1976) CEC, organik madde içeriği ve SSA ile yüksek derecede korele edildiği, fakat kil içeriği ile korele edilmediği hipotezini öne sürmüştür. CEC ile SSA arasında olan ilişki CEC ile FC arasındaki ilişkiden daha iyi olması, yüzey alanı ölçümlerinin silt içindeki filosilikatların ve zemindeki kum danelerinin varlığından kaynaklandığına bağlanmıştır. Curtin vd. (1976), farklı mineralojiye sahip olan zeminler için SSA, CEC mineral bileşenlerinin CF den daha iyi bir tahmin sağladığını öne sürmüştür. Kolbuszewski vd., (1965) İngiliz Adalarında var olan özel bir kaya serisi olan, geç Triyas döneminde geniş bir yarı kurak ova olan bir ortamda çökelmiş olan Keuper Marn ı üzerinde deneyler yapmıştır. Bu örneklerde gözlemlenen mineraller illit ve klorittir. Şekil 4.13 da bir katyon aktivite grafiği verilmiştir ve burda Keuper Marn ının Atterberg limiti değerlerinin ve dane boyu dağılımının belirtebileceğinden daha aktif silikatlar içerebileceğini gösterir. Keuper Marn ı, hakim olarak illit oldukları bilinen Iowa löslerinden daha aktiftir fakat Ca-montmorillonitlerden biraz daha az aktiftir. 47

63 CEC (meq/100gr) CEC (meq/100gr) CF (%) Şekil Katyon aktivite grafiği (Kolbuszewski vd., 1965). Şekil 4.14 Keuper Marn ın ve Iowa löslerin karşılaştırmalı olarak, I P ile CEC arasındaki ilişkileri gösterilmiştir. Marnların bazılarında, çimentolaşma etkisinden dolayı, yüksek değişim kapasiteleri, buna karşılık gelen plastisite indisleri ile mutlaka sonuçlanmayabilir (Kolbuszewski vd., 1965). I p (%) Şekil CEC karşı I P değişimi (Kolbuszewski vd., 1965) Sheerer ve Davidson (1952) Güney Iowa da Wisconsin lösleri üzerinde deneyler yaparak, CEC ile Ip, w L ve CF arasındaki ilişkilerin eğrisel pozitif bir korelasyon ilişkisi 48

64 olduğunu; öte yandan CEC ile w P ve w S arasında negatif bir korelasyon olduğunu gösterdi (Şekil ). CEC (meq/100g) Şekil CEC ile w L arasındaki ilişki (Davidson vd., 1952) wp (%) wl (%) CEC (meq/100g) Şekil CEC ve w P arasındaki ilişki (Davidson vd., 1952) 49

65 ws (%) Ip (%) CEC (meq/100g) Şekil CEC ve I P arasındaki ilişki (Davidson vd., 1952) CEC (meq/100g) Şekil Katyon değişim kapasitesi ve büzüşme limit arasındaki ilişki (Davidson vd., 1952) 50

66 CF (%) CEC (meq/100g) Şekil Katyon değişim kapasitesi ve kil fraksiyonu arasındaki ilişki (Davidson vd., 1952) 4.7 Karbonat İçeriğinin İnce Daneli Zeminlerin Mühendislik Özelliklerine Etkileri Karbonatlar, bir çok zeminin doğal bileşeni olup eriyebilen, alkali toprak karbonatları şeklinde, esas olarak CaCO 3 (Kalsit) ya da CaCO 3.MgCO 3 (dolomit) olarak bulunurlar. Kalsiyum karbonat, zeminde çimentolaştırıcı malzeme olarak önemli bir rol oynar. İnce daneli zeminlerde karbonatlı malzemenin varlığı mühendislik davranışını önemli derecede etkiler. Nacci ve diğ. (1975) ve Demars vd. (1976), yüksek karbonat içerikli zeminlerin granüle malzeme gibi davranma eğiliminde olduğunu gözlemlemiştir. Bu araştırmacılar ayrıca karbonat içeriğinin artmasıyla zeminin mukavemetinin arttığı ve plastitenin azaldığını işaret etmişlerdir. Burghignoli vd. (1991) Fucino gölsel kili için, var olan karbonat miktarının kayma rijitliği ile doğrudan korele edilebilir olduğunu ve karbonat içeriğinin artması, kayma rijitliğinin artması anlamına geldiğini belirtmiştir. Kohezyonlu zeminlerde doğal çimentolaşma, tek boyutlu konsolidasyon deneylerinden tahmin edilen görünür maksimum geçmiş basınç üzerinde önemli bir etkiye sahiptir (McKown vd., 1982). Ağırlık olarak % 2 gibi bir eşik değerin üzerindeki kalsiyum karbonat, Nebraska Pierre Şeylini çimentolamış gibi görünmektedir; bununla beraber, eşik değerinin üzerindeki kalsiyum karbonat içeriği maksimum geçmiş basınçta biraz daha artışa neden olur. Salih (1989) ve Trenter (1989) bir çok vaka tarihçesinden karbonatın 51

67 süzülümü (leaching) ve azaltılmasının yapıların oturması ile sonuçlandığını gösteren kanıtlar göstermiştir. Sayısız araştırmacı karbonat içeriğinin artmasıyla, drenajsız kayma mukavemetinin arttığını gösteren, değişik jeolojik kökenli zemin kullanılarak yapılan deney sonuçları yayımlamıştır. Zeminlerin yerinde drenajsız kayma mukavemetinin çimentolaşmadan etkilendiği bilinmektedir (Kenney vd., 1967). Bununla birlikte, Datta vd., (1992) Hindistan ın batı sahilinde, iki ayrı alanda bulunan ince daneli kalkerli zeminlerde karbonat malzemesinin çimentolaşmaya neden olmadığını ve bunun sonucu olarak, karbonat içeriğinin artması ile mukavemet değerlerinde önemli artışlar gözlenemeyeceğini bulmuştur. Datta vd. (1992) karbonatlı malzeme varlığının herhangi bir zeminin mühendislik davranımına etkisinin, zemindeki karbonat varlığının formuna bağlı olduğunu ve sadece karbonat içeriğinin mühendislik özelliklerine etkisinin incelenmesi için indeks bir özellik olarak kullanılamayacağını da ortaya koymuştur. Mukavemet korelasyonları ile birlikte, karbonat içeriği ile kıvam limitleri gibi diğer geoteknik özellikler arasında da korelasyonlar geliştirilmiştir (Hawkins vd., 1986; 1988; 1992). İngiliz zeminleride I p ve kalsit içeriği arasında negatif bir korelasyona sahip oldukları gösterilmiştir; daha yüksek plastiklik daha düşük kalsit içeriği ile eşit tutulmuştur (Şekil 4.20). Tonnisen vd. (1985), Suudi Arabistan zeminlerinden deney sonuçları sunarak, CF ve karbonatlar ile Ip arasında negatif bir lineer eğilim olduğunu göstermiştir. Karbonat içeriği arttıkça plastisite azalır ve kil içeriği arttıkça plastisite artar. Böylece, karbonat içeriği ne kadar artarsa, kil içeriği o kadar azalır. Bu veriler, silt boyutlarının ve daha büyüklerinin esas olarak karbonattan oluştuğunu gösterir. Gault Killeri kullanılarak yapılan deney sonuçları likit limit ve kalsit içeriği arasında azalan eğrisel bir eğilim olduğunu göstermiştir (Samuel, 1975). Zemin deneylerinde % 17 ila 46 arasında değişen bir kalsit içeriği vardı ve kalsit içeriği arttıkça, likit limit % 86 dan % 64 e düştü. Beringen vd., (1982) karbonat içerikleri % 15 ila 95 arasında değişen açık deniz kalkerli zeminlerinde benzer sonuçlara ulaşmıştır. Karbonat içeriği arttıkça, likit limit ve plastisite indisi eğik bir lineerlikle azalmıştır. 52

68 Ip (%) Kalsit oranı (%) Şekil Kalsit oranı ile I P arasındaki ilişki (Hawkins vd., 1986). 53

69 BÖLÜM V YAYGIN KİL MİNERALLERİNİN FİZİKO-KİMYASAL VE KIVAM ÖZELLİKLERİ ARASINDAKİ İLİŞKİLER Tezin bu bölümünde, literatürden toplanan ve derlenen veriler kullanılarak geoteknik mühendisliğinde yaygın olarak kabul gören her bir kil mineral sınıfı için kimyasal içerik, kıvam limitleri, katyon değişim kapasitesi ve özgül yüzey alanı indeks özellikleri açısından ilişkiler araştırılmış ve grafik olarak gösterilmeye çalışılmıştır. 5.1 Killerin Mineral Tipi ile Kimyasal İçerik Arasındaki İlişkiler Bu bölümde mevcut literatürde kaolinit, illit ve montmorillonit mineraller tipi killerin kimyasal içeriğini içeren veriler derlenerek, istatistiksel analiz yapılmış ve kimyasal içeriklerle mineral tipi arasındaki ilişkiler bulunması amaçlanmıştır. Derlenen veriler, Ek 1 de detaylı şekilde verilmiştir. Veriler toplanırken % 10 dan fazla kil mineral olmayan içerik içeren veriler dikkate alınmıştır. Analizlerde Kaolinit 52, illit 101 ve Montmorillonit 54 veri gruplarından oluşmaktadır (Ek A). Mevcut verilere bağlı olarak kaolinit, illit, montmorillonit minerallerine ait kimyasal değerlerin, istatistiksel parametreler olan maksimum, minimum, ortalama, ortanca, standart sapma, varyasyon, çarpıklık katsayısı ve basıklık katsayısı değerleri belirlenmiştir. İstatistiksel analizler sonuçlarına göre, kaolinit, illit ve montmorillonit örnekleri için istatistiksel parametreler sırasıyla Çizelge 5.1, Çizelge 5.2 ve Çizelge 5.3 te verilmiştir. Kil mineral bileşimleri ortalama değerler, literatürdeki tipik değerlere yakın olarak bulunmuştur. Çizelge 5.1. Kaolinite ait kimyasal içeriğin istatistiksel parametre değerleri SiO 2 Al 2 O 3 Fe 2 O 3 FeO MgO CaO Na 2 O K 2 O TiO 2 LOI H 2 O - Maksimum 59,00 40,36 10,60 2,02 16,00 2,33 2,26 4,27 2,34 17,20 1,06 Minimum 40,20 24,80 0,09 1,54 0,01 0,00 0,00 0,01 0,01 8,80 0,63 Ortalama 46,95 36,05 1,77 1,73 0,66 0,26 0,24 0,85 1,11 13,03 0,83 Ortanca 45,93 37,35 1,06 1,64 0,22 0,11 0,12 0,45 1,10 13,63 0,81 Standart sapma 3,71 3,55 2,05 0,21 2,63 0,43 0,41 1,00 0,68 1,67 0,16 Varyans 13,74 12,63 4,18 0,04 6,94 0,18 0,16 1,00 0,46 2,78 0,03 Çarpıklık katsayısı 1,29-1,28 2,33 1,43 5,89 3,62 4,18 1,74 0,13-0,52 0,18 Basıklık katsayısı 1,85 1,32 6,54-34,77 14,92 20,16 2,70-0,86 0,41-2,05 LOI: 110 ile 1000 C arasındaki kızdırma kaybı H 2 O - : 110 C altındaki kızdırma suyu 54

70 Çizelge 5.2. İllite ait kimyasal içeriğin istatistiksel parametre değerleri SiO 2 Al 2 O 3 Fe 2 O 3 FeO MgO CaO Na 2 O K 2 O TiO 2 LOI H 2 O - Maksimum 73,07 38,40 10,47 9,65 4,72 7,20 2,38 10,29 1,62 20,69 5,26 Minimum 43,89 2,90 0,00 0,33 0,10 0,00 0,00 0,97 0,00 3,66 0,64 Ortalama 51,59 28,95 3,47 1,90 1,74 0,55 0,56 6,47 0,55 6,84 2,00 Ortanca 50,95 29,21 3,36 1,42 1,50 0,32 0,32 6,75 0,54 5,59 2,08 Standart sapma 4,88 5,45 2,46 1,67 1,14 0,87 0,56 2,27 0,45 3,29 1,25 Varyans 23,82 29,68 6,07 2,80 1,31 0,76 0,31 5,15 0,20 10,82 1,57 Çarpıklık katsayısı 1,02-1,34 0,63 2,54 0,45 5,22 1,21-0,38 0,55 2,28 1,54 Basıklık katsayısı LOI: 110 ile 1000 C arasındaki kızdırma kaybı H 2 O - : 110 C altındaki kızdırma suyu Çizelge 5.3. Montmorillonite ait kimyasal içeriğin istatistiksel parametre değerleri SiO 2 Al 2 O 3 Fe 2 O 3 FeO MgO CaO Na 2 O K 2 O TiO 2 LOI H 2 O - Maksimum 66,40 29,09 6,87 4,75 7,38 3,74 3,87 5,41 0,60 23,00 17,94 Minimum 48,24 14,73 0,07 0,11 0,67 0,05 0,00 0,03 0,02 5,10 2,81 Ortalama 57,89 20,45 3,07 0,98 3,96 1,13 1,03 0,77 0,22 11,56 12,76 Ortanca 58,36 20,25 3,25 0,37 3,98 0,67 0,39 0,18 0,20 9,05 13,06 Standart sapma 4,52 2,73 1,81 1,43 1,55 1,12 1,16 1,26 0,14 5,36 3,93 Varyans 20,44 7,45 3,28 2,05 2,40 1,25 1,34 1,60 0,02 28,74 15,48 Çarpıklık katsayısı -0,37 0,28 0,33 2,05 0,21 0,88 1,02 2,18 0,91 0,80-1,57 Basıklık katsayısı -0,77 0,57-0,63 2,67-0,61-0,52-0,45 4,02 0,58-0,69 2,88 LOI: 110 ile 1000 C arasındaki kızdırma kaybı H 2 O - : 110 C altındaki kızdırma suyu Kaolinit, illit, montmorillonit mineralleri arasında yapılan karşılaştırmalar sonucu, montmorillonit mineralinde silis bileşeni ağırlıkta olmakla beraber illit mineralinde silis bileşeni oranı fazla miktarda değişiklik göstermektedir. Alümina oranı kaolinit mineralinde fazla olduğu görülmektedir. Demir içeriği bakımından montmorillonit daha zengindir. İstatistiksel sonuçlar ile kaolinit, illit ve montmorillonit minerallerinin ideal (teorik) bileşen oranlarından SiO 2 ve Al 2 O 3 bileşenlerine ait değerler kıyaslandığında çok yakın sonuçlara ulaşıldığı gözlenmiştir. 55

71 Şekil 5.1. SiO 2 -Al 2 O 3 dağılımı Şekil 5.2. SiO 2 -Al 2 O 3 +Fe 2 O 3 dağılımı Şekil 5.3. SiO 2 -Al 2 O 3 +Fe 2 O 3 +MgO dağılımı 56

72 Şekil 5.4. SiO 2 -Al 2 O 3 +Fe 2 O 3 +SiO 2 dağılımı Şekil 5.5. SiO 2 -MgO+CaO+Na 2 O+K 2 O dağılımı Şekil 5.1, Şekil 5.2, Şekil 5.3, Şekil 5.4 ve Şekil 5.5 de montmorillonit, illit ve kaolinit minerallerine ait dağılım, kimyasal içerik bakımından net bir şekilde ayırt edildiği ve bölgelenme şeklinde elde edildiği görülmüştür. Kil minerallerine ait sınırlar için yaklaşık alanlar oluşturulmuştur. Veriler arasındaki dağınıklık kimyasal içeriğin belirlenmesinde kullanılan yöntem farklılıklarında ve safsızlık oranının değişiminden kaynaklandığı düşünülmektedir. 57

73 5.2 Killerin Mineral Tipi ile Kıvam Limitleri Arasındaki İlişkiler Bu bölümde, kil mineral tipi ile kıvam limitleri arasında ilişkiyi görmek ve ayrıca plastisite kartından yararlanarak kil mineral tipi tahmini yöntemini daha net hale getirilerek geliştirilmeye çalışılmıştır (Şekil 5.6). Şekil 5.6. Kil minerallerinin plastisite kartı üzerinde gösterilişi (Holtz ve Kovacs 1981) Bu bağlamda, literatürden toplanıp derlenen kaolinit kil minerali için 48 set kıvam limitleri, illit kil minerali için 28 set kıvam limitleri ve montmorillonit kil minerali için 55 set kıvam limitleri kullanılmıştır. Veriler Ek B de detaylı şekilde verilmiştir. Verilere ait istatistiksel parametreler belirlenmiş olup Çizelge 5.4 de verilmiştir. Beklendiği gibi plastisite Kaolenit < İllite < Monmorillonite olacak şekilde değişmektedir. Çizelge 5.4. Kaolenit, İllite ve Monmorillonite ait kıvam limitlerinin istatistiksel parametre değerleri Kaolenit İllit Montmorillonit w L w P I p w L w P I p w L w P I p Maksimum 75,50 52,00 38,00 120,00 60,00 67,00 900,00 100,00 800,00 Minimum 25,00 21,00 4,00 27,00 12,00 5,18 49,00 5,00 26,00 Aralık 50,50 31,00 34,00 93,00 48,00 61,82 851,00 95,00 774,00 Ortalama 52,17 33,09 19,08 76,33 38,52 37,80 270,21 49,72 220,48 Medyan 53,00 31,75 19,60 79,00 37,74 37,88 172,00 48,00 130,00 Standart sapma 11,06 6,01 8,05 27,89 12,25 17,03 199,92 20,10 190,26 Çarpıklık katsayısı -0,31 0,71 0,05-0,06-0,21-0,10 1,04 0,67 1,01 Basıklık katsayısı -0,25 0,76-0,46-1,06-0,56-1,14 0,54 0,29 0,27 58

74 Şekil 5.7, Şekil 5.8 ve Şekil 5.9 da sırasıyla kaolonit, illit ve montmorillonit kil minerallerin plastisite kartında dağılımı gösterilmiştir. Şekil 5.7. Kaolenit kil mineralinin plastisite grafiğinde dağılımı Şekil 5.8. İllit kil mineralinin plastisite grafiğinde dağılımı 59

75 Şekil 5.9. Montmorillonit kil mineralinin plastisite grafiğinde dağılımı Ayrıca, montmorillonit kil mineralinin çok geniş bir dağılım gösterdiğinden bu dağılımı daha anlaşılabilir hale getirmek için 9 set Ca-Montmorillonit minerali ile 10 set Na- Montmorillonit kıvam limitleri plastisite kartında gösterilmiştir. Na-Montmorillonit Ca-Montmorillonit Şekil Ca ve Na Montmorillonit kil mineralinin plastisite grafiğinde dağılımı Bu çalışmada, genel olarak Şekil 5.6 da önerilen plastisite grafinde mineral tipi dağılımı doğrulanmakla birlikte dağılımın daha geniş bir aralıkta değiştiği gözlenmiştir. Bu dağınıklığın kıvam limitleri ile mineral tipinin belirlenmesinde kullanılan yöntem farklılıklarında ve içerisindeki safsızlık oranlarının değişiminden kaynaklandığı söylenebilir. 60