Mecanica dos Solos - Craig-40-50

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Características básicas dos solos
Resultados de aprendizagem
Depois de trabalhar com o material deste capítulo, você deverá ser capaz de:
Entender como os depósitos de solo são formados, além da composição básica e da estrutura
dos solos quanto à sua microtextura (Seções 1.1 e 1.2).
Descrever (Seções 1.3 e 1.4) e classificar (Seção 1.5) os solos com base em suas características
físicas básicas.
Determinar as características físicas básicas de um contínuo de solo (isto é, no que diz
respeito à sua macrotextura; Seção 1.6).
Especificar a compactação exigida para produzir materiais para os aterros de engenharia, com
as propriedades desejadas do contínuo para uso em construções geotécnicas (Seção 1.7).
1.1 A origem dos solos
Para o engenheiro civil, solo é qualquer reunião de partículas minerais soltas
ou fracamente unidas (cimentadas), formada pela decomposição de rochas
como parte do ciclo delas (Figura 1.1), sendo o espaço vazio entre as
partículas ocupado por água e/ou ar. As ligações fracas podem ser causadas
por carbonatos ou óxidos precipitados entre as partículas ou por matéria
orgânica. A deposição e a compressão subsequentes dos solos, combinadas
com a cimentação entre as partículas, os transformam em rochas
sedimentares (um processo conhecido como litificação). Se os produtos da
exposição ao tempo permanecerem no local original, eles constituirão um
solo residual. Se forem transportados e depositados em um local diferente,
constituirão um solo transportado, sendo a gravidade, o vento, a água e as
geleiras seus agentes de transporte. Durante o deslocamento, o tamanho e a
forma das partículas podem sofrer modificações, e estas podem ser
classificadas em intervalos específicos de tamanho. Os tamanhos das
partículas de solo podem variar desde mais de 100 mm até menos de 0,001
Figura 1.1
Figura 1.2
mm. No Reino Unido, os intervalos de tamanhos são descritos de acordo com
a Figura 1.2. Nela, os termos “argila”, “silte” etc. são usados apenas para
descrever o tamanho das partículas entre os limites especificados. No entanto,
eles também descrevem tipos particulares de solos, classificados de acordo
com seu comportamento mecânico (ver Seção 1.5).
O ciclo das rochas.
Intervalos de valores dos tamanhos de partículas.
O tipo de transporte e a deposição subsequente de partículas de solo têm
uma forte influência sobre a distribuição do tamanho das partículas em um
determinado local. A Figura 1.3 mostra alguns regimes comuns de deposição.
Em épocas glaciais, o material do solo é erodido da rocha subjacente pela
ação do atrito e do congelamento/descongelamento das geleiras. O material,
que normalmente apresenta partículas de tamanhos variados, desde aquelas
com o tamanho de argila até as que têm o tamanho de pedregulhos, é
transportado ao longo da base da geleira e depositado quando o gelo se
derrete; o material resultante é conhecido como tilito (glacial).
Material similar também é depositado como uma morena (ou moraina)
terminal na borda da geleira. Quando esta se derrete, a morena é transportada
nas águas do degelo (outwash); é mais fácil para as partículas menores e mais
leves serem transportadas em suspensão, levando a uma gradação no tamanho
das partículas de acordo com a distância até a geleira, conforme mostra a
Figura 1.3a. Em climas de temperaturas mais quentes, o principal meio de
transporte é a água (isto é, rios e mares), conforme mostra a Figura 1.3b. O
material depositado é conhecido como aluvião, e sua composição depende da
velocidade do fluxo de água. Rios com fluxos mais rápidos podem
transportar partículas maiores em suspensão, resultando na aluvião, que é
uma mistura de partículas com tamanho de areia e cascalho, ao passo que a
água com fluxo mais lento tenderá a transportar apenas partículas menores.
Nos locais de estuários, onde os rios se encontram com o mar, o material
pode ser depositado como uma plataforma ou um delta. Em ambientes áridos
(deserto; Figura 1.3c), o vento é o agente de transporte principal, erodindo os
afloramentos de rochas e formando um pedimento (o solo do deserto) de
sedimentos finos levados pelo vento (loess ou loesse). Ao longo da costa,
também pode ser formada uma praia de lagos temporários evaporados,
deixando depósitos de sal. As grandes diferenças de temperatura entre a noite
e o dia causam intemperismo térmico adicional dos afloramentos de rocha,
produzindo seixos. Esses processos de superfície, geologicamente muito
recentes, são conhecidos como depósitos de deriva (drift) em mapas
geológicos. O solo que sofreu compressão/consolidação significativa após
sua deposição é normalmente muito mais velho e é conhecido como maciço,
junto a rochas, em mapas geológicos.
As proporções relativas das partículas de diferentes tamanhos em um solo
são descritas como sua distribuição do tamanho de partículas (DTP,
distribuição granulométrica ou ainda PSD, para o termo em inglês particle
size distribution), e as curvas típicas para os materiais em diferentes
ambientes de depósitos são mostrados na Figura 1.4. O método de
determinação da DTP de um depósito e seu uso subsequente na classificação
do solo são descritos nas Seções 1.4 e 1.5.
Figura 1.3 Ambientes comuns de depósitos: (a) glacial; (b) fluvial; (c) deserto.
Em um determinado local, os materiais da subsuperfície serão uma
mistura de rochas e solos, remontando a centenas de milhões de anos em
tempo geológico. Em consequência, é importante conhecer a história
geológica de uma área para entender as características prováveis dos
depósitos que estarão presentes na superfície, uma vez que o regime de
deposição pode ter mudado significativamente ao longo do tempo geológico.
Figura 1.4 Distribuição do tamanho das partículas de sedimentos de diferentes ambientes
de depósitos.
Para citar um exemplo, a região de West Midlands, no Reino Unido, era
deltaica no período carbonífero (há ≈395–345 milhões de anos), depositando
materiais orgânicos que, mais tarde, se tornaram camadas de depósito de
carvão. No período triássico subsequente (há 285–225 milhões de anos),
devido a uma alteração no nível do mar, foram depositados materiais
arenosos que, posteriormente, se litificaram para se tornar o arenito Bunter.
Durante esse período, a formação de montanhas onde é agora o continente
europeu fez com que as camadas de rocha existentes ficassem dobradas.
Posteriormente, durante os períodos cretáceo/jurássico (há 225–136 milhões
de anos), elas foram inundadas pelo Mar do Norte, depositando partículas
finas e material carbonatado (argila Lias e calcário Oolítico). As eras glaciais
do período pleistoceno (ha 1,5–2 milhões de anos) levaram, posteriormente, à
glaciação de quase toda a parte mais meridional do Reino Unido, erodindo
algumas das rochas mais macias (sedimentares) recentemente depositadas e
sobrepondo tilito glacial. O derretimento subsequente dos glaciares criou os
leitos dos rios, que depositaram aluvião sobre o tilito. A história geológica
sugeriria, portanto, que provavelmente as condições do solo superficial
consistem em aluvião acima de tilito/argila, que, por sua vez, cobre rochas
mais fortes, conforme o esquema mostrado na Figura 1.5. Esse exemplo
demonstra a importância da geologia para a engenharia em relação ao
entendimento das condições do terreno. Uma introdução completa sobre esse
Figura 1.5
tópico pode ser encontrada em Waltham (2002).
Perfil típico do solo em West Midlands, Reino Unido.
1.2 A natureza dos solos
O processo destrutivo para a formação de solo a partir de rochas pode ser
tanto físico quanto químico. O processo físico pode ser a erosão pela ação do
vento, da água ou de geleiras ou a desintegração causada pela alternância de
congelamento e descongelamento em fendas da rocha. As partículas de solo
resultantes conservam a mesma composição da rocha original, ou rocha-mãe
(uma descrição completa disso está além do escopo deste texto). As
partículas desse tipo são descritas como “graúdas”, estando na forma
“granular”, e seu formato pode ser indicado por expressõescomo angular,
arredondada, chata ou alongada. Elas se apresentam em uma grande
variedade de tamanhos, desde matacões e pedregulhos, passando por cascalho
e areia, até uma fina poeira de rocha formada pela ação trituradora de
geleiras. O arranjo estrutural das partículas granulares (Figura 1.6) é descrito
como grão simples (granular simples ou de grãos individuais), em que cada
partícula está em contato direto com as adjacentes, sem que haja elemento de
Figura 1.6
ligação algum entre elas. O estado das partículas pode ser descrito como
denso, medianamente denso ou solto, dependendo de como elas estejam
agrupadas (ver Seção 1.5).
Estrutura granular simples.
Os processos químicos provocam modificações na forma mineral da
rocha-mãe devido à ação da água (especialmente, se ela contiver traços de
ácidos ou de bases alcalinas), do oxigênio e do dióxido de carbono. O
intemperismo químico causa a formação de grupos de partículas cristalinas de
tamanho coloidal (<0,002 mm), conhecidos como minerais de argila ou
simplesmente argilas. A argila caolinita, por exemplo, é formada pela
decomposição do feldspato por ação da água e do dióxido de carbono. A
maioria das partículas de argila encontra-se na forma de “placas” e apresenta
grande superfície específica (isto é, uma grande relação entre sua área de
superfície e sua massa), o que faz com que sua estrutura seja influenciada
significativamente por forças de superfície. Também podem ocorrer
partículas delgadas (na forma de “agulhas”), mas elas são relativamente raras.
As unidades estruturais básicas da maioria das argilas são um tetraedro de
silício-oxigênio e um octaedro de alumíniohidroxila, conforme ilustra a
Figura 1.7a. Há desequilíbrios de valência em ambas as unidades, resultando
em cargas líquidas negativas. Dessa forma, as unidades básicas não existem
isoladas, mas se misturam para formar estruturas laminares. As unidades
Figura 1.7
tetraédricas se combinam, compartilhando os íons de oxigênio para formar
uma estrutura laminar de sílica. As octaédricas se combinam, compartilhando
íons de hidroxila para formar uma estrutura laminar de gibsita. A estrutura de
sílica conserva uma carga líquida negativa, mas a de gibsita é eletricamente
neutra. O silício e o alumínio podem ser substituídos parcialmente por outros
elementos, o que é conhecido como substituição isomórfica, resultando em
um desequilíbrio ainda maior de cargas. As estruturas laminares são
representadas simbolicamente na Figura 1.7b. As estruturas de camadas são
formadas, então, pela ligação de uma estrutura laminar de sílica com uma ou
duas de gibsita. As partículas de argila consistem em pilhas dessas camadas,
com diferentes formas de ligação entre elas.
As superfícies das partículas de argila carregam cargas residuais
negativas, em decorrência, principalmente, da substituição isomórfica do
silício ou do alumínio por íons de menor valência, mas também devido à
dissociação dos íons de hidroxila.
Minerais de argila: unidades básicas.
Aparecem também cargas desequilibradas em consequência de “ligações
quebradas” nas bordas das partículas. As cargas negativas causam a atração,
para as partículas, dos cátions presentes na água do espaço vazio. Os cátions
não estão presos fortemente e, se a natureza da água for modificada, eles
podem ser substituídos por outros cátions, um fenômeno conhecido como
troca de base.
Os cátions são atraídos para uma partícula de argila por causa da
superfície carregada negativamente, mas, ao mesmo tempo, eles tendem a se
afastar uns dos outros por sua energia térmica. O efeito líquido resultante é
que os cátions formam uma camada dispersa adjacente à partícula, com a
concentração de cátions diminuindo conforme aumenta a distância da
superfície, até a concentração se tornar igual àquela da massa geral de água
no espaço vazio do solo como um todo. O termo “camada dupla” descreve a
superfície da partícula carregada negativamente e a camada dispersa de
cátions. Para uma determinada partícula, a espessura da camada de cátions
depende principalmente da valência e da concentração deles: um aumento na
valência (devido à troca de cátions) ou na concentração causará um
decréscimo na espessura da camada.
Camadas de moléculas de água são mantidas em torno de uma partícula
de argila por ligações de hidrogênio (já que as moléculas de água são
bipolares) e pela atração às superfícies carregadas negativamente. Além
disso, os cátions cambiáveis atraem água (isto é, eles se tornam hidratados).
Dessa forma, a partícula é envolvida por uma camada de água adsorvida. A
água mais próxima à partícula é fixada com maior força e aparenta ter alta
viscosidade, mas esta diminui à medida que aumenta a distância entre a
superfície livre da partícula e aquela água “livre” no contorno da camada
adsorvida. As moléculas de água adsorvida podem se mover com relativa
liberdade paralelamente à superfície da partícula, mas o movimento
perpendicular à superfície é restrito.
As estruturas dos principais minerais da argila estão representadas na
Figura 1.8. A caolinita consiste em uma estrutura baseada em uma única
lâmina de sílica, combinada com somente uma lâmina de gibsita. Há uma
substituição isomórfica muito limitada. As lâminas combinadas de sílica-
gibsita são conservadas unidas, de uma forma relativamente forte, por meio
de ligações de hidrogênio. Uma partícula de caolinita pode consistir em mais
de 100 pilhas. A ilita tem uma estrutura básica que compreende uma lâmina
de gibsita entre duas de sílica, com as quais se combina. Na lâmina de sílica,
há uma substituição parcial de sílica por alumínio. As lâminas combinadas
são unidas entre si por uma ligação relativamente fraca devida aos íons não
intercambiáveis de potássio mantidos entre elas. A montmorillonita tem a
mesma estrutura básica que a ilita. Na lâmina de gibsita, há uma substituição
parcial de alumínio por magnésio e ferro, e, na de sílica, há novamente uma
substituição parcial de sílica por alumínio. O espaço entre as lâminas
combinadas é ocupado por moléculas de água e cátions cambiáveis diferentes
do potássio, resultando em uma ligação muito fraca. Pode ocorrer uma
expansão considerável da montmorillonita (e, portanto, de qualquer solo do
qual ela faça parte) em consequência da água adicional adsorvida entre as
lâminas combinadas. Isso demonstra que o entendimento da composição
básica de um solo em termos de sua mineralogia pode fornecer informações
para a solução de problemas geotécnicos que possam ser encontrados
posteriormente.
Existem forças de repulsão e atração agindo entre partículas adjacentes de
minerais de argila. A repulsão ocorre entre as cargas idênticas de camadas
duplas e depende das características destas. Um aumento na valência dos
cátions ou em sua concentração causará um decréscimo da força repulsiva e
vice-versa. A atração entre as partículas deve-se a forças fracas de curto
alcance de van der Waals (forças elétricas de atração entre moléculas
neutras), que são independentes das características da camada dupla e
diminuem rapidamente com o aumento da distância entre as partículas. As
forças líquidas entre elas influenciam a forma estrutural das partículas de
minerais de argila em sedimentação. Se houver repulsão, as partículas tendem
a assumir uma orientação face a face, que é conhecida como uma estrutura
dispersa. Se, por outro lado, houver atração, a orientação das partículas tende
a ser aresta a face ou aresta a aresta, o que se conhece como uma estrutura
floculada. Essas estruturas, que envolvem a interação entre partículas
isoladas de minerais de argila, estão ilustradas nas Figuras 1.9a e b.
Em argilas naturais, que normalmente contêm uma proporção
significativa de partículas granulares, o arranjo estrutural pode ser
extremamente complexo. A interação entre as partículas isoladas de minerais
de argila é rara, havendo a tendência para a formação de agrupamentos
elementares de partículas orientados face a face. Estes, por sua vez, se
combinam para formar ajuntamentos (conjuntos) maiores, cujaestrutura é
	Parte 1 - Desenvolvimento de um modelo mecânico para o solo
	1 Características básicas dos solos
	Resultados de aprendizagem
	1.1 A origem dos solos
	1.2 A natureza dos solos