I - Origem e Constituicao dos Solos

Prévia do material em texto

Prof. Marco Túlio Pereira de Campos 
Notas de Aula de Geotecnia I – 1 
I - ORIGEM E CONSTITUIÇÃO DOS SOLOS 
1 SOLO DO PONTO DE VISTA DA ENGENHARIA 
Crosta terrestre  constituída por solos e rochas 
Solos  são agregados naturais de grãos minerais que podem ser escavados com as mãos, pás 
picaretas, cavadeiras, etc, utilizando-se ou não lavagem ou imersão em água. 
Rochas  são agregados naturais de minerais unidos por forças permanentes muito fortes, só 
passíveis de serem escavados por meio de explosivos ou ferramentas especiais, tais como brocas, etc. 
Os solos são constituídos por um conjunto de partículas com água (ou outro líquido) e ar nos 
espaços intermediários. As partículas, de maneira geral, encontram-se livres para deslocar entre si. 
Em alguns casos, uma pequena cimentação pode ocorrer entre elas, mas num grau extremamente mais 
baixo do que nos cristais de uma rocha ou de um metal, ou nos agregados de um concreto. 
 
 
 
 
 
2 CONSTITUIÇÃO DAS ROCHAS 
Rochas  formadas por agregados de minerais. 
Minerais  substâncias inorgânicas fisicamente homogêneas, que se encontram naturalmente na 
crosta terrestre (ocorrem isolados). Podem ser cristalinos (estrutura interna 
homogênea) ou amorfos (estrutura interna desordenada). 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Prof. Marco Túlio Pereira de Campos 
Notas de Aula de Geotecnia I – 2 
2.1 Principais Minerais Constituintes das Rochas 
Os minerais encontrados na crosta sólida formando rochas ou não quimicamente são 
agrupados da seguinte maneira: grupo dos silicatos, grupo dos sulfitos, grupo dos óxidos, grupo dos 
sulfatos, grupo dos carbonatos, grupo dos fosfatos, etc. 
Silicatos  representam 90% dos minerais que constituem uma rocha. Tem como unidade 
fundamental em sua estrutura cristalina, tetraedros contendo silícios nos núcleos e 
oxigênio nos vértices. Dividem-se em: 
a) Grupo dos Feldspatos: correspondem a cerca de 60% dos minerais da crosta terrestre. Podem ser 
divididos em: 
- feldspatos potássicos (ocorrem em rochas cristalinas de 
coloração clara). 
- plagioclásios ácidos (mais ricos em sílica) ou básicos. Os ácidos 
ocorrem em rochas de coloração intermediária (contendo algum 
quartzo) e os básicos ocorrem em rochas escuras (geralmente 
sem quartzo). 
b) Grupo dos Anfibólios e Piroxênios: são minerais escuros. Os piroxênios normalmente ocorrem 
em rochas escuras associadas a plagioclásios básicos e os anfibólios 
em rochas de coloração média associados a plagioclásios ácidos. 
c) Grupo da Sílica: o quartzo (SiO2) é o elemento de maior importância. Não apresenta planos de 
clivagem e possui um brilho vítreo característico. 
d) Grupo dos Feldspatóides 
e) Grupo das Olivinas: apresentam coloração verde oliva e ocorrem nas rochas ultra básicas. 
f) Grupo das Micas: apresentam hábito laminar e um plano de clivagem basal. As mais comuns são 
a muscovita (mica branca) e a biotita (mica preta). 
 
 
Prof. Marco Túlio Pereira de Campos 
Notas de Aula de Geotecnia I – 3 
2.2 Tipos de Rochas 
2.2.1 Rochas ígneas ou magmáticas 
Resultam da consolidação do magma. 
 
 
 
De acordo com a profundidade de origem podem ser: 
a) Plutônicas. 
b) Extrusivas ou vulcânicas. 
c) Hipoabissais. 
 
Prof. Marco Túlio Pereira de Campos 
Notas de Aula de Geotecnia I – 4 
2.2.2 Rochas metamórficas 
As rochas metamórficas resultam da transformação de rochas pré-existentes pela ação dos 
agentes do metamorfismo (temperatura, pressão e emanações magmáticas), por meio de 
recristalização parcial ou total da rocha primitiva, em meio sólido. 
 
 
 
 
Prof. Marco Túlio Pereira de Campos 
Notas de Aula de Geotecnia I – 5 
2.2.3 Rochas sedimentares 
Resultam da desintegração e decomposição de rochas pré-existentes, graças à ação do 
intemperismo. 
 
 
De acordo com sua gênese podem ser: 
a) Rochas clásticas ou detríticas - resultam da destruição de outras rochas. 
b) Rochas de precipitação química - formadas pela precipitação de substâncias que se achavam 
dissolvidas na água. 
c) Rochas organógenas - constituídas por restos de seres vivos ou formadas por ação destes. 
 
 
Prof. Marco Túlio Pereira de Campos 
Notas de Aula de Geotecnia I – 6 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Prof. Marco Túlio Pereira de Campos 
Notas de Aula de Geotecnia I – 7 
3 INTEMPERISMO 
É um conjunto de processos que ocasionam a desintegração das rochas e dos minerais 
devido principalmente à ação de agentes atmosféricos e biológicos. 
Rochas  intemperismo  solo. 
Pode ser de origem física, química, biológica e físico-química, agindo separada ou 
conjuntamente, dependendo das condições climatológicas locais, do tipo da rocha, da vegetação ou 
do relevo 
3.1 Intemperismo Físico 
O intemperismo físico consiste na desintegração, desagregação, fragmentação, esfoliação e 
desgaste das rochas, provocadas principalmente por: 
a) Radiação solar 
b) Ação erosiva das águas de chuvas, rios, mares, ventos, etc.; 
c) Cristalização de sais em fissuras e fendas da rocha; 
d) Congelamento e degelo de água que penetra em fissuras, fendas e poros das rochas; 
e) Ação mecânica dos seres vivos, como raízes de vegetais que penetram nas fendas, etc. 
Predomina em regiões de clima seco com topografia rugosa. 
 
 
 
 
 
 
Prof. Marco Túlio Pereira de Campos 
Notas de Aula de Geotecnia I – 8 
3.2 Intemperismo Químico 
Consiste na decomposição química da rocha, caracterizada por reações entre soluções 
aquosas diversas e os minerais de que ela se compõe. A decomposição química, também chamada de 
alteração, pode dar-se principalmente por oxidação, hidrólise e hidratação, por ação do ácido 
carbônico e por dissolução de minerais da rocha. O caráter e a amplitude da alteração dependem da 
natureza da rocha (sua composição química, estrutura e textura) e do clima da região (alternância, 
intensidade e periodicidade das chuvas e temperatura). 
Predomina em regiões de clima quente e úmido, com topografia plana. 
 
 
 
 
 
 
 
 
Prof. Marco Túlio Pereira de Campos 
Notas de Aula de Geotecnia I – 9 
 
3.3 Intemperismo Biológicoco 
Consiste na ação dos seres vivos. 
 
 
 
 
Prof. Marco Túlio Pereira de Campos 
Notas de Aula de Geotecnia I – 10 
3.4 Produto do Intemperismo nos Diversos Tipos de Rochas 
Clima brasileiro (tropical)  predominância do intemperismo químico.  fraturação 
mecânica inicial da rocha, que permite então a penetração de água acidulada, a oxidação, etc., 
realizando-se assim o intemperismo químico com maior facilidade, que acabará por transformar a 
rocha inicial em solo. 
3.4.1 Produto das rochas magmáticas e metamórficas ácidas e básicas 
a) Rochas ácidas (SiO2  65 – coloração clara) 
Minerais essenciais  quartzo, feldspato alcalino e mica muscovita. 
Feldspatos  são atacados, decompostos pela água acidulada e vão dar o mineral 
denominado "argila" e sais solúveis, os quais são carreados pelas águas e levados ao mar. 
Quartzo  não são atacados, atravessando todas as fases do intemperismo sem 
modificar sua composição química, soltam-se, formando os grãos de areia e pedregulho. 
Mica  algumas sofrem processo de alteração semelhante ao dos feldspatos formando 
argila, enquanto outras resistem e vão formar as palhetas brilhantes presentes em alguns solos. 
No interior do solo formado, podem ser encontrados às vezes, fragmentos da rocha 
original, que resistiram à decomposição. 
b) Rochas básicas (45% SiO2  52% - coloração escura) 
Minerais essenciais  piroxênio e se existir algum mineral claro é o plagioclásio básico. 
Estas rochas, dão origem a solos argilosos, com grãos de óxido de ferro, muitas vezes 
sob a forma de magnetita. São rochas de mais fácil intemperização química, quando em clima 
tropical, devido ao teor de ferro e manganês que apresentam. 
3.4.2 Produto das rochas sedimentares 
Alteração  depende da rocha mãe.Argilito  solos argilosos. 
Siltito  solos siltosos. 
Arenito  solos arenosos. 
Calcáreos  sofrem a solução e remoção dos carbonatos dos quais são compostos. Só fornecem 
solos quando não são puros e apresentam um pouco de silicato. 
 
Prof. Marco Túlio Pereira de Campos 
Notas de Aula de Geotecnia I – 11 
4 PRINCIPAIS TIPOS DE SOLOS 
Podem ser classificados como: 
a) Solos residuais: são os solos originados do intemperismo químico e/ou físico da rocha, que 
permaneceram nos locais em que foram formados. Caracterizam-se por apresentar ao longo de 
parte de seu perfil características da rocha de origem (disposição e inclinação das camadas, 
dobramentos, planos de fraqueza, diaclases, fissura, etc.). São denominados de acordo com a 
rocha mãe, como por exemplo, solo residual de gnaisse, solo residual de basalto, etc.; 
a-1) Solo residual jovem (saprolito): solo que mantém a estrutura original da rocha mãe, 
inclusive veios intrusivos, fissuras e xistosidade, mas perdeu a consistência da rocha. 
Visualmente pode ser confundido com uma rocha alterada, mas apresenta pequena 
resistência ao manuseio. 
a-2) Solo residual maduro: material totalmente decomposto, que perdeu toda a estrutura da 
rocha mãe e tornou-se relativamente homogêneo. 
 
Solo homogêneo  quando possui as mesmas características geotécnicas em todos os pontos dentro 
de sua massa. 
A variação das propriedades do material com a profundidade, deve ser esperada geralmente, 
pois ela é uma decorrência natural do processo de formação dos solos. 
Solo Residual  Intemperismo atua da superfície para o interior da massa rochoso  solo residual 
maduro, solo residual jovem, rocha alterada, rocha sã  variação vertical das 
propriedades de um solo residual. 
Isotropia  Se um material possui propriedades iguais em qualquer plano de orientação (horizontal, 
vertical ou com inclinações quaisquer), ele é chamado isotrópico. Se as propriedades 
estudadas levando em consideração um plano de referência são diferentes das 
encontradas em outro plano de orientação, o material é dito ser anisotrópico. Devido 
aos seus processos de formação, os solos de um modo geral, raramente são isotrópicos. 
As características isotrópicas de um solo residual vão depender grandemente das condições 
e tipo da rocha mãe. Por exemplo, um depósito de solo residual originado de uma formação rochosa 
muito dobrada, fissurada, com xistosidade acentuada, será altamente anisotrópico. Já um solo residual 
originado de uma formação rochosa homogênea, sem fissura e dobramentos, não xistosa, poderá vir 
a ser considerado isotrópico. 
 
Prof. Marco Túlio Pereira de Campos 
Notas de Aula de Geotecnia I – 12 
b) Solos transportados: são os solos que se formaram em determinados locais a partir da deposição 
de materiais transportados de outros locais por meio de agentes, tais como: 
 ventos = solos eólicos; 
 geleiras = solos glaciais; 
 água =solos aluvionares; 
 gravidade = solos coluvionares. 
 
Solo transportado  formado por etapas, com a deposição de materiais transportados ao longo do 
tempo  variação das propriedades de um solo transportado ao longo de um 
corte vertical. 
Os solos transportados são, de um modo geral, bastante anisotrópicos, devido às 
estratificações e ao arranjamento estrutural decorrentes do seu processo de formação. 
 
Variações verticais podem ser determinadas e estudadas com relativa facilidade, bastando 
para tal, por exemplo, abrir-se um furo vertical no solo e analisar-se o material ao longo do mesmo. 
 
Prof. Marco Túlio Pereira de Campos 
Notas de Aula de Geotecnia I – 13 
Variações horizontais talvez sejam mais importantes e estejam mais relacionadas à 
engenharia de solos do que variações verticais. As variações horizontais seriam uma tendência da 
mudança das condições médias estatísticas na direção horizontal, levando-se em consideração tanto 
as variações nas propriedades do material quanto as na espessura das camadas do solo. 
 
c) Solos orgânicos: são os solos formados pela mistura homogênea de matéria orgânica decomposta 
e de elementos de origem mineral, apresentando geralmente cor preta ou cinza escuro. 
 
c) Solos lateríticos: são solos típicos da evolução de solos em clima quente, com regime de chuvas 
moderadas a intensas. 
Tem sua fração argila constituída predominantemente de minerais cauliníticos e apresentam 
elevada concentração de ferro e alumínio na forma de óxidos e hidróxidos, donde sua peculiar 
coloração avermelhada. Estes sais se encontram, geralmente, recobrindo agregações de partículas 
argilosas. 
Os solos lateríticos apresentam-se, na natureza, geralmente não-saturados, com índice de 
vazios elevado, daí sua pequena capacidade de suporte. Quando compactados, entretanto, sua 
capacidade de suporte é elevada, sendo por isto muito empregados em pavimentação e em aterros. 
Após compactado, um solo laterítico apresenta contração se o teor de umidade diminuir, mas não 
apresenta expansão na presença de água. 
. 
 
Prof. Marco Túlio Pereira de Campos 
Notas de Aula de Geotecnia I – 14 
5 PARTÍCULAS CONSTITUINTES DOS SOLOS 
5.1 Tamanho das Partículas 
Alguns solos possuem grãos perceptíveis a olho nu, como os grãos de pedregulho ou a areia 
do mar, e outros têm os grãos tão finos que, quando molhados, se transformam numa pasta (barro), 
não podendo se visualizar as partículas individualmente. 
 
Fração Limites definidos pela NBR 6502 
Matacão de 200 mm a 1,0 m 
Pedra de mão de 60 mm a 200 mm 
Pedregulho de 2,0 mm a 60,0 mm 
Areia grossa de 0,60 mm a 2,0 mm 
Areia média de 0,20 mm a 0,60 mm 
Areia fina de 0,06 mm a 0,20 mm 
Silte de 0,002 mm a 0,06 mm 
Argila inferior a 0,002 mm 
Tabela 2.1 
O conjunto de silte e argila é denominado como a fração fina do solo, enquanto o conjunto 
areia e pedregulho é denominado fração grossa ou grosseira. 
 
Em um solo, geralmente tem-se partículas de tamanhos diversos. Não é fácil identificar o 
tamanho das partículas pelo simples manuseio do solo, porque grãos de areia, por exemplo, podem 
estar envoltos por uma grande quantidade de partículas argilosas, finíssimas, ficando com o mesmo 
aspecto de uma aglomeração formada exclusivamente por uma grande quantidade destas partículas. 
Quando secas, as duas formações são muito semelhantes. Quando úmidas, entretanto, a aglomeração 
de partículas argilosas se transforma em uma pasta fina, enquanto a partícula arenosa revestida é 
facilmente reconhecida pelo tato. 
 
Prof. Marco Túlio Pereira de Campos 
Notas de Aula de Geotecnia I – 15 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
5.2 Constituição mineralógica 
Partículas dependem do grau de desagregação da rocha matriz. 
Pedregulhos, são constituídos frequentemente de agregações de minerais distintos. 
As partículas normalmente são constituídas de um único mineral. O quartzo (SiO2) é bastante 
resistente à desagregação e forma grãos de siltes e areias. Suas partículas são equidimensionais, como 
cubos ou esferas, e apresentam baixa atividade superficial. Outros minerais, como feldspato, gibsita, 
calcita e mica, também podem ser encontrados neste tamanho. 
Os feldspatos são os minerais mais atacados pela natureza, dando origem aos argilo-
minerais, que constituem a fração mais fina dos solos, geralmente com dimensão inferior a 0,002 mm. 
Não só o tamanho reduzido, mas, principalmente, a constituição mineralógica faz com que estas 
partículas tenham um comportamento extremamente diferenciado em relação ao dos grãos de silte e 
areia. 
Os argilo-minerais apresentam urna estrutura complexa. Os mais comuns na natureza são a 
caulinita, a ilita e a esmectita. 
Apresentam comportamentos bem distintos, principalmente na presença de água. 
Na composição química das argilas, existem dois tipos de estrutura: uma estrutura de 
tetraedros justapostos num plano, com átomos de silício ligados a quatro átomos de oxigênio (SiO2) 
e outra de octaedros,em que átomos de alumínio são circundados por oxigênio ou hidroxilas 
[Al(OH)3]. Estas estruturas se ligam por meio de átomos de oxigênio que pertencem simultaneamente 
a ambas. 
 
 
 
 
 
 
 
Prof. Marco Túlio Pereira de Campos 
Notas de Aula de Geotecnia I – 16 
As caulinitas (Figura 2.1) são formadas por uma camada tetraédrica e uma octaédrica 
(estrutura de camada 1:1), determinando uma espessura da ordem de 7 A (1 Angstrom = 10-10 m). 
 As camadas assim constituídas encontram-se firmemente empacotadas, com ligações de 
hidrogênio que impedem sua separação e que entre elas se introduzam moléculas de água. A partícula 
resultante fica com espessura da ordem de 1.000 A, sendo sua dimensão longitudinal de cerca de 
10.000 A. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Estrutura das caulinitas (espessura de 7 A) 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Foto de caulinita 
 
 
Prof. Marco Túlio Pereira de Campos 
Notas de Aula de Geotecnia I – 17 
Nas esmectitas (Figura a) e nas ilitas (Figura b) o arranjo octaédrico é encontrado entre 
duas estruturas do arranjo tetraédrico (estrutura de camada 2:1), definindo uma espessura de cerca de 
10 A. 
 (a) Esmectitas (b) ilitas 
 
 
 
 
 
 
 
Nestes minerais, as ligações entre as camadas se fazem por íons 02- e 02+ dos arranjos 
tetraédricos, que são mais fracos do que as ligações entre camadas de caulinita, em que íons 02+ da 
estrutura tetraédrica se ligam a OH- da estrutura octaédrica. As camadas ficam livres, e as partículas, 
no caso das esmectitas, ficam com a espessura da própria camada estrutural, que é de 10 A. Sua 
dimensão longitudinal também é reduzida, ficando com cerca de 1.000 A, pois as placas se quebram 
por flexão. 
O comportamento das argilas seria menos complexo se não ocorressem imperfeições na sua 
composição mineralógica. É comum, entretanto, a ocorrência de um átomo de alumínio, AL3+, 
substituindo um de silício, Si4+, na estrutura tetraédrica, e que na estrutura octaédrica, átomos de 
alumínio estejam substituídos por outros átomos de menor valência, como o magnésio, Mg++. Estas 
alterações são definidas como substituições isomórficas, pois não alteram o arranjo dos átomos, mas 
as partículas resultam com uma carga negativa. Para neutralizar as cargas negativas, existem cátions 
livres nos solos, por exemplo cálcio, Ca++, ou sódio, Na+, aderidos às partículas. Estes cátions atraem 
camadas contíguas, mas com força relativamente pequena, o que não impede a entrada de água entre 
as camadas. A liberdade de movimento das placas explica a elevada capacidade de absorção de água 
de certas argilas, sua expansão quando em contato com a água e sua contração considerável ao secar. 
 
Prof. Marco Túlio Pereira de Campos 
Notas de Aula de Geotecnia I – 18 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
As bordas das partículas argilosas apresentam cargas positivas, resultantes das 
descontinuidades da estrutura molecular, mas íons negativos neutralizam estas cargas. 
Os cátions e íons são facilmente trocáveis por percolação de soluções químicas. O tipo de 
cátion presente numa argila condiciona o seu comportamento. Uma argila esmectita com sódio 
adsorvido, por exemplo, é muito mais sensível à água do que tendo cálcio adsorvido. Daí a 
diversidade de comportamentos apresentados pelas argilas e a dificuldade de correlacioná-los por 
meio de índices empíricos. 
As ilitas, que apresentam estruturas semelhantes às das esmectitas, não absorvem água entre 
as camadas, pela presença de íons de potássio provocando uma ligação mais firme entre elas, como 
mostrado na Figura 1.2 (b). Em consequência, seu comportamento perante a água é intermediário 
entre o da caulinita e o da esmectita. 
 
 
Prof. Marco Túlio Pereira de Campos 
Notas de Aula de Geotecnia I – 19 
6 SISTEMA SOLO ÁGUA 
Água em contato com a argila → as moléculas se orientam em relação a elas e aos íons que 
circundam as partículas. Os íons se afastam das partículas, ficando circundados por moléculas de 
água. 
No caso das esmectitas, por exemplo, a água penetra entre as partículas. Uma maior umidade 
provoca o aumento desta distância basal, até a completa liberdade das camadas. 
As ilitas, não absorvem água entre as camadas, → seu comportamento perante a água é 
intermediário entre o da caulinita e o da esmectita. 
Com a elevação do teor de água, forma-se no entorno das partículas a conhecida camada 
dupla. É a camada em torno das partículas na qual as moléculas de água estão atraídas a íons do solo 
e ambos à superfície das partículas. As características da camada dupla dependem da valência dos 
íons presentes na água, da concentração eletrolítica, da temperatura e da constante dielétrica do meio. 
As primeiras camadas de moléculas de água em torno das partículas do solo estão 
firmemente aderidas → água sólida. 
Quando duas partículas de argila, na água, estão muito próximas, ocorrem forças de atração 
e de repulsão entre elas. As forças de repulsão são devidas às cargas líquidas negativas que elas 
possuem e que ocorrem desde que as camadas duplas estejam em contato. As forças de atração 
decorrem de forças de van der Waals e de ligações secundárias que atraem materiais adjacentes. 
Superfície Específica → partículas de esmectitas apresentam volume 10-4 vezes menor que 
das caulinitas e área 10-2 vezes menor. Assim, para igual volume ou massa, a superfície das partículas 
de esmectitas é 100 vezes maior do que das partículas de caulinita. A superfície especifica (superfície 
total de um conjunto de partículas dividida pelo seu peso) das caulinitas é da ordem de 10 m2/g, 
enquanto que a das esmectitas é de cerca de 1.000 m2/g. As forças de superfície são muito importantes 
no comportamento de partículas coloidais, sendo a diferença de superfície específica uma indicação 
da diferença de comportamento entre solos com distintos minerais-argila. 
Um cubo com 1 cm de aresta tem 6 cm2 de área e volume de 1 cm3. Um conjunto de cubos 
com 0,05 mm (siltes) apresentam 125 cm2 por cm3 de volume. 
 
 
Prof. Marco Túlio Pereira de Campos 
Notas de Aula de Geotecnia I – 20 
Da combinação das forças de atração e de repulsão entre as partículas resulta a estrutura dos 
solos, que se refere à disposição das partículas na massa de solo e às forças entre elas. 
 
 
Existem dois tipos básicos de estrutura nas argilas: 
estrutura floculada, quando os contatos se fazem entre faces e 
arestas, ainda que através da água adsorvida; e estrutura dispersa, 
quando as partículas se posicionam paralelamente, face a face. 
 
As argilas sedimentares apresentam estruturas que 
dependem da salinidade da água em que se formaram. Em águas 
salgadas, a estrutura é bastante aberta, embora haja um relativo 
paralelismo entre partículas, em virtude de ligações de valência 
secundária. 
Estruturas floculadas em água não salgada resultam da 
atração das cargas positivas das bordas com as cargas negativas 
das faces das partículas. 
 
 
 No caso de solos residuais e de solos compactados, a posição 
relativa das partículas é mais elaborada. Intimamente, existem 
aglomerações de partículas argilosas que se dispõem de forma a 
determinar vazios de maiores dimensões, como se mostra na Figura 
ao lado. Existem microporos nos vazios entre as partículas argilosas 
que constituem as aglomerações e macroporos entre as 
aglomerações. Esta diferenciação é importante para o entendimento 
de alguns comportamentos dos solos como, por exemplo, a elevada 
permeabilidade de certos solos residuais no estado natural, ainda 
que apresentando considerável parcela de partículas argilosas. 
 
No caso dos solos de evolução pedológica (solos porosos), 
a macroestrutura que eles possuem provem da lixiviação de 
colóides das camadas superiores para as camadas inferiores, onde se depositam, e a subsequente 
aglutinação dosgrãos da camada porosa, por efeito de ressecamento durante a estação seca. 
 
Solos porosos → estrutura colapsível → destruída pela saturação quando sob carga. 
 
Prof. Marco Túlio Pereira de Campos 
Notas de Aula de Geotecnia I – 21 
7 IDENTIFICAÇÃO DO SOLO POR MEIO DE ENSAIOS 
Identificação dos solos → análise granulométrica e índices de consistência. 
7.1 Análise granulométrica 
Tamanho dos grãos de um solo → análise granulométrica → peneiramento e sedimentação 
Num solo, geralmente convivem partículas de tamanhos diversos. Nem sempre é fácil 
identificar as partículas porque grãos de areia, por exemplo, podem estar envoltos por uma grande 
quantidade de partículas argilosas, finíssimas, apresentando o mesmo aspecto de uma aglomeração 
formada exclusivamente por estas partículas argilosas. Quando secas, as duas formações são 
dificilmente diferenciáveis. Quando úmidas, entretanto, a aglomeração de partículas argilosas se 
transforma em uma pasta fina, enquanto que a partícula arenosa revestida é facilmente reconhecida 
pelo tato. Portanto, numa tentativa de identificação tátil-visual dos grãos de um solo, é fundamental 
que ele se encontre bastante úmido. 
 Peneiramento 
O peso do material que passa em cada peneira, referido ao peso seco da amostra, é 
considerado como a "porcentagem que passa", e representado graficamente em função da abertura da 
peneira, esta em escala logarítmica. A abertura nominal da peneira é considerada como o "diâmetro" 
das partículas. 
 
Limitação → peneira de n° 200, cuja abertura é de 0,075 mm. 
 
 
 
 
Prof. Marco Túlio Pereira de Campos 
Notas de Aula de Geotecnia I – 22 
 Sedimentação 
Distribuição granulométrica da porção mais fina dos solos → baseada na Lei de Stokes 
𝑣 =
𝛾𝑠 − 𝛾𝑤
18 𝜇
𝐷2 
Coloca-se cerca de 60 g de solo seco, em uma mistura de água destilada e agente defloculante 
por 24 horas. Depois acrescenta-se água destilada até completar 1 litro. Homogeneizar a mistura e, 
com o auxílio de um densímetro, medir a densidade da mistura em tempos pré-determinados e a 
velocidade de descida do densímetro. 
A diferença de densidade (em um tempo t - inicial) fornece a porcentagem que passa e a 
velocidade, o diâmetro das partículas. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Solos de mesma origem podem apresentar granulometrias diferentes de um local para outro. 
Fala-se que um solo é uma argila, quando o seu comportamento é o de um solo argiloso, 
ainda que contenha partículas com diâmetros correspondentes às frações silte e areia. Da mesma 
forma, uma areia é um solo cujo comportamento é ditado pelos grãos arenosos. 
Utilidade: 
 Maior para solos grossos (de utilização duvidosa em solos residuais, pois depende do grau de 
desagregação imposto); 
 Utilizada com propósitos de classificação; 
 Algumas propriedades de engenharia dos solos não coesivos podem ser correlacionadas com a 
sua granulometria (por exemplo, a permeabilidade e a capilaridade são função do D10); 
 De forma geral solos grossos tendem a ter maior resistência por atrito, menor resistência por 
coesão, permeabilidade mais alta, compressibilidade mais baixa e são menos suscetíveis ao 
congelamento; 
 Utilizada quando se trabalha com o solo como material de construção; 
 O comportamento dos solos finos depende mais do argilo mineral e da história geológica. 
 
 
 
 
Prof. Marco Túlio Pereira de Campos 
Notas de Aula de Geotecnia I – 23 
7.2 Índices de Consistência (Limites de Atteberg) 
O comportamento dos solos argilosos depende mais de sua superfície específica muito alta, 
sua mineralogia diferenciada e suas características perante a água e íons livres existentes, do que de 
sua granulometria. 
O comportamento dos solos argilosos depende do seu teor e umidade: quando muito úmido, 
ele se comporta como um líquido; quando perde parte de sua água, fica plástico; e quando mais seco, 
torna-se quebradiço. 
 Os teores de umidade correspondentes 
às mudanças de estado, são definidos 
como: Limite de Liquidez (LL) e 
Limite de Plasticidade (LP) dos solos. 
 
 A diferença entre estes dois limites, que 
indica a faixa de valores em que o solo 
se apresenta plástico, é definida como o 
Índice de Plasticidade (IP) do solo. 
 
 
 LL = é o teor de umidade do solo com o qual uma ranhura 
nele feita requer 25 golpes para se fechar, numa concha. 
Diversas tentativas são realizadas, com o solo em diferentes 
umidades, anotando-se o número de golpes para fechar a 
ranhura, obtendo-se o limite pela interpolação dos 
resultados (NBR 6459). 
 LP = é definido como o menor teor de umidade com o qual 
se consegue moldar um cilindro com 3 mm de diâmetro, 
rolando-se o solo com a palma da mão (NBR 7180). 
 A passagem de um estado para outro é gradual, com a 
variação da umidade. A definição de LL e LP é arbitrária. 
 
Prof. Marco Túlio Pereira de Campos 
Notas de Aula de Geotecnia I – 24 
7.3 Atividade das Argilas. 
Os Índices de Atterberg indicam a influência dos finos argilosos no comportamento do solo. 
Certos solos com teores elevados de argila podem apresentar índices mais baixos do que aqueles com 
pequenos teores de argila. Isto pode ocorrer porque a composição mineralógica dos argila-minerais é 
bastante variável. Pequenos teores de argila e altos índices de consistência indicam que a argila é 
muito ativa. 
Mas os índices determinados são também função da areia presente. Solos de mesma 
procedência, com o mesmo mineral-argila, mas com diferentes teores de areia, apresentarão índices 
diferentes, tanto maiores, quanto maior o teor de argila, numa razão aproximadamente constante. 
Quando se quer ter uma ideia sobre a atividade da fração argila, os índices devem ser comparados 
com a fração argila presente. É isto que mostra o índice de atividade de uma argila, definido na 
relação: 
índice de atividade =
índice de plasticidade (lP)
fração argila (menor que 0,002 mm)
 
Ia  0,75 solos inativos 
 0,75  Ia  1,25 solos c/ atividade normal 
Ia  1,25 solos ativos 
A argila presente num solo é considerada normal quando seu índice de atividade se situa 
entre 0,75 e 1,25. Quando o índice é menor que 0,75, considera-se a argila como inativa e, quando o 
índice é maior que 1,25, ela é considerada ativa. 
7.4 Emprego dos Índices de Consistência. 
Os índices de consistência têm se mostrado muito úteis para a identificação dos solos e sua 
classificação. Desta forma, com o seu conhecimento, pode-se prever muito do comportamento do 
solo, sob o ponto de vista da engenharia, com base em experiência anterior. Uma primeira correlação 
foi apresentada por Terzaghi, resultante da observação de que os solos são tanto mais compressíveis 
(sujeitos a recalques) quanto maior for o seu LL. Tendo-se a compressibilidade expressa pelo índice 
de compressão (Cc), estabeleceu-se a seguinte correlação: 
Cc = 0,009*(LL - 10) 
De maneira análoga, diversas correlações empíricas vêm sendo apresentadas, muitas vezes 
com uso restrito para solos de uma determinada região ou de uma certa formação geológica. 
Deve ser notado que os Índices de Atterberg são uma indicação do tipo de partículas 
existentes no solo. Desta forma, eles representam bem os solos em que as partículas ocorrem 
isoladamente, como é o caso dos solos transportados. 
Solos saprolíticos apresentam significativa influência da estrutura da rocha mater. Solos 
lateríticos, por sua vez, apresentam aglomerações de partículas envoltas por deposições de sais de 
ferro ou alumínio. Os ensaios de limites são feitos com a amostra previamente seca ao ar e destorroada 
e amassada energicamente com uma espátula durante a incorporação de água. Tais procedimentos 
alteram a estrutura original do solo. Desta maneira, é de se esperar que as correlações estabelecidas 
com base em comportamento de solos transportados não se apliquem adequadamente a solos 
saprolíticos e lateríticos, que ocorrem em regiões tropicais.Correlações específicas a estes solos 
devem ser estabelecidas. 
 
Prof. Marco Túlio Pereira de Campos 
Notas de Aula de Geotecnia I – 25 
7.5 Tixotropia. 
Restabelecimento da resistência de um solo previamente amolgado com o tempo. Muito 
raramente atinge 100%. 
Amolgamento  altera distância entre partículas  desequilibra campo atrativo  estado 
não estável. 
Quando o solo permanece em repouso, ou sobre ele atuam pressões de adensamento, ou 
trocam-se as condições coloidais do mesmo, a distância entre as partículas tende a um nível de energia 
de repouso que será maior que o anterior.