Mecânica dos Solos

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Campus de Bauru 
 
DEPARTAMENTO DE ENGENHARIA CIVIL 
ÁREA DE GEOTECNIA 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
MECÂNICA DOS SOLOS 
Volume I 
 
Paulo César Lodi 
 
 
 
 
 
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Mecânica dos Solos – Volume I 2 
 
 
 
SUMÁRIO Pág 
 
 
1.1. INTRODUÇÃO 03 
 
1.2. ORIGEM DOS SOLOS 05 
 Tamanho das Partículas 07 
 Constituição Mineralógica 08 
 Sistema Solo-água 11 
 Estrutura dos Solos 12 
 
1.3. TIPOS DE SOLOS EM FUNÇÃO DA ORIGEM 15 
 
1.4. CLASSIFICAÇÃO DOS SOLOS 20 
1.4.1. Classificação Táctil Visual dos Solos 21 
1.4.2. Classificação Genética Geral 23 
1.4.3. Classificação Granulométrica 23 
 Índices de Consistência 27 
 Conceitos Importantes 31 
 Atividade das Argilas 32 
1.4.4. Classificação Unificada (SUCS) 36 
1.4.5. Classificação segundo a AASHTO 39 
 
1.5. ÍNDICES FÍSICOS 42 
 1.5.1. Relações entre Volumes 42 
 1.5.2. Relações entre Massas e Volumes 43 
 
REFERÊNCIAS BIBLIOGRÁFICAS CITADAS E CONSULTADAS 46 
 
 
Mecânica dos Solos – Volume I 3 
 
 
 
1.1. INTRODUÇÃO 
 
 Por ser o solo um material natural, cujo processo de formação não depende de 
forma direta da intervenção humana, o seu estudo e o entendimento de seu 
comportamento depende de uma série de conceitos desenvolvidos em ramos afins de 
conhecimento. A mecânica dos solos é o estudo do comportamento de engenharia do 
solo quando este é usado ou como material de construção ou como material de 
fundação. Ela é uma disciplina relativamente jovem da engenharia civil, somente 
sistematizada e aceita como ciência em 1925, após trabalho publicado por Terzaghi 
(Terzaghi, 1925), que é conhecido, com todos os méritos, como o pai da mecânica dos 
solos. 
 Sendo um material de origem natural, o processo de formação do solo, o qual é 
estudado pela geologia, irá influenciar em muito no seu comportamento. O solo é um 
material trifásico, composto basicamente de ar, água e partículas sólidas. A parte fluida 
do solo (ar e água) pode se apresentar em repouso ou pode se movimentar pelos seus 
vazios mediante a existência de determinadas forças. O movimento da fase fluida do 
solo é estudado com base em conceitos desenvolvidos pela mecânica dos fluidos. 
Podem-se citar ainda algumas disciplinas, como a física dos solos, ministrada em cursos 
de agronomia, como de grande importância no estudo de uma mecânica dos solos mais 
avançada, denominada de mecânica dos solos não saturados. Além disto, o estudo e o 
desenvolvimento da mecânica dos solos são fortemente amparados em bases 
experimentais, a partir de ensaios de campo e laboratório. 
 A aplicação dos princípios da mecânica dos solos para o projeto e construção de 
fundações é denominada de "Engenharia de Fundações". A Engenharia Geotécnica (ou 
Geotecnia) pode ser considerada como a junção da mecânica dos solos, da engenharia 
de fundações, da mecânica das rochas, da geologia de engenharia e mais recentemente 
da geotecnia ambiental, que trata de problemas como transporte de contaminantes pelo 
solo, avaliação de locais impactados, proposição de medidas de remediação para áreas 
impactadas, projetos de sistemas de proteção em aterros sanitários, etc. 
 As aplicações de campo da mecânica dos solos são as seguintes: 
 
• Fundações: As cargas de qualquer estrutura têm de ser, em última 
instância, descarregadas no solo através de sua fundação. Assim a 
fundação é uma parte essencial de qualquer estrutura. Seu tipo e detalhes 
de sua construção podem ser decididos somente com o conhecimento e 
aplicação de princípios da mecânica dos solos. 
• Obras subterrâneas e estruturas de contenção: Obras subterrâneas como 
estruturas de drenagem, dutos, túneis e as obras de contenção como os 
muros de arrimo, cortinas atirantadas somente podem ser projetadas e 
construídas usando os princípios da mecânica dos solos e o conceito de 
"interação solo-estrutura". 
• Projeto de pavimentos: o projeto de pavimentos pode consistir de 
pavimentos flexíveis ou rígidos. Pavimentos flexíveis dependem mais do 
solo subjacente para transmissão das cargas geradas pelo tráfego. 
Problemas peculiares no projeto de pavimentos flexíveis são o efeito de 
carregamentos repetitivos e problemas devidos às expansões e contrações 
do solo por variações em seu teor de umidade. 
Mecânica dos Solos – Volume I 4 
• Escavações, aterros e barragens: A execução de escavações no solo 
requer freqüentemente o cálculo da estabilidade dos taludes resultantes. 
Escavações profundas podem necessitar de escoramentos provisórios, 
cujos projetos devem ser feitos com base na mecânica dos solos. Para a 
construção de aterros e de barragens de terra, onde o solo é empregado 
como material de construção e fundação, necessita-se de um 
conhecimento completo do comportamento de engenharia dos solos, 
especialmente na presença de água. O conhecimento da estabilidade de 
taludes, dos efeitos do fluxo de água através do solo, do processo de 
adensamento e dos recalques a ele associados, assim como do processo 
de compactação empregado é essencial para o projeto e construção 
eficientes de aterros e barragens de terra. 
 
 
 
 
Mecânica dos Solos – Volume I 5 
 
 
 
1.2. ORIGEM DOS SOLOS 
 
O termo solo é aplicado na Engenharia Geotécnica para designar o material 
granular que cobre a maior parte da superfície terrestre. Seu significado difere daquele 
empregado na área agronômica que considera apenas os horizontes superficiais de 
pequena espessura que podem conter matéria orgânica. No contexto geotécnico, o solo 
pode ser definido como o material resultante da desagregação das rochas apresentando 
um índice de vazios maior que a rocha que o originou. É, portanto, constituído por um 
conjunto de partículas sólidas, água e gases. Normalmente, é a fase sólida que irá 
caracterizar o solo e esta pode variar em sua forma e tamanho. As demais fases (líquida 
e gasosa) correspondem à porosidade do solo. 
 A origem dos solos está relacionada à decomposição que ocorre nas rochas 
presentes na crosta terrestre. Essa decomposição é resultante da ação dos agentes 
físicos, químicos e biológicos (intemperismo). Esses agentes podem ocorrer 
simultaneamente na natureza e acabam por se complementarem no processo de 
formação das rochas. Isso fica demonstrado quando analisamos o efeito da temperatura 
e da água nas rochas. Variações climáticas podem levar ao trincamento das rochas e, por 
conseguinte, a água irá penetrar essas trincas atacando quimicamente os minerais. Pode 
ocorrer também, que o congelamento da água nas trincas leve ao fissuramento da rocha 
devido às tensões geradas. MACHADO (2002) ressalta que os processos de 
intemperismo físico reduzem o tamanho das partículas, aumentando sua área de 
superfície e facilitando o trabalho do intemperismo químico. Já os processos químicos e 
biológicos podem causar a completa alteração física da rocha e alterar suas propriedades 
químicas. 
 O Intemperismo físico não altera a composição química da rocha. Os principais 
tipos são: as variações de temperatura, o repuxo coloidal, ciclos gelo/degelo e alívio de 
pressões em maciços rochosos. 
 
• Variações de Temperatura: da física sabemos que todo material varia de 
volume em função de variações na sua temperatura. Estas variações de 
temperatura ocorrem entre o dia e a noite e durante o ano, e sua 
intensidade será função do clima local. Acontece que uma rocha é 
geralmente formada de diferentes tipos de minerais, cada qual possuindo 
uma constante de dilatação térmica diferente, o que faz a rocha deformar 
de maneira desigual em seu interior, provocando o aparecimento de 
tensõesinternas que tendem a fraturá-la. Mesmo rochas com uma 
uniformidade de componentes não têm uma arrumação que permita uma 
expansão uniforme, pois grãos compridos deformam mais na direção de 
sua maior dimensão, tendendo a gerar tensões internas e auxiliar no seu 
processo de desagregação. 
• Repuxo coloidal: o repuxo coloidal é caracterizado pela retração da argila 
devido à sua diminuição de umidade, o que em contato com a rocha pode 
gerar tensões capazes de fraturá-la. 
• Ciclos gelo/degelo: as fraturas existentes nas rochas podem se encontrar 
parcialmente ou totalmente preenchidas com água. Esta água, em função 
das condições locais, pode vir a congelar, expandindo-se e exercendo 
esforços no sentido de abrir ainda mais as fraturas preexistentes na rocha, 
Mecânica dos Solos – Volume I 6 
auxiliando no processo de intemperismo (a água aumenta em cerca de 
8% o seu volume devido à nova arrumação das suas moléculas durante a 
cristalização). Vale ressaltar também que a água transporta substâncias 
ativas quimicamente, incluindo sais que ao reagirem com ácidos 
provocam cristalização com aumento de volume. 
• Alívio de pressões: alívio de pressões irá ocorrer em um maciço rochoso 
sempre que da retirada de material sobre ou ao lado do maciço, 
provocando a sua expansão, o que por sua vez, irá contribuir no 
fraturamento, estricções e formação de juntas na rocha. Estes processos, 
isolados ou combinados (caso mais comum) "fraturam" as rochas 
continuamente, o que permite a entrada de agentes químicos e biológicos, 
cujos efeitos aumentam o fraturamento e tende a reduzir a rocha a blocos 
cada vez menores. 
 
Por outro lado, o intemperismo químico irá provocar alterações na estrutura 
química das rochas. A hidrólise, hidratação (responsável pela expansão da rocha) e 
carbonatação (principalmente em rochas calcárias) são os exemplos clássicos de 
intemperismo químico. 
 
• Hidrólise: dentre os processos de decomposição química do 
intemperismo, a hidrólise é a que se reveste de maior importância, 
porque é o mecanismo que leva a destruição dos silicatos, que são os 
compostos químicos mais importantes da litosfera. Em resumo, os 
minerais na presença dos íons H+ liberados pela água são atacados, 
reagindo com os mesmos. O H+ penetra nas estruturas cristalinas dos 
minerais desalojando os seus íons originais (Ca++, K+, Na+, etc.) 
causando um desequilíbrio na estrutura cristalina do mineral e levando-o 
a destruição. 
• Hidratação: é a entrada de moléculas de água na estrutura dos minerais. 
Alguns minerais quando hidratados (feldspatos, por exemplo) sofrem 
expansão, levando ao fraturamento da rocha. 
• Carbonatação: o ácido carbônico é o responsável por este tipo de 
intemperismo. O intemperismo por carbonatação é mais acentuado em 
rochas calcárias por causa da diferença de solubilidade entre o CaCO3 e o 
bicarbonato de cálcio formado durante a reação. 
O intemperismo biológico é resultante da ação de esforços mecânicos induzidos 
por raízes de vegetais, escavação de roedores e, até mesmo, a própria ação humana. 
PINTO (2000) enfatiza que o conjunto desses processos ocorre mais 
freqüentemente em climas quentes e que, conseqüentemente, os solos serão misturas de 
partículas pequenas que se diferenciam pelo tamanho e pela composição química. 
 Analisando a formação dos solos face aos tipos de intemperismo, verifica-se que 
os solos resultantes de intemperismo físico irão apresentar composição química 
semelhante à da rocha que lhes originou. Por outro lado, o intemperismo químico irá 
formar solos mais profundos e mais finos do que os solos formados onde há 
predominância do intemperismo físico. 
 
 
 
 
 
Mecânica dos Solos – Volume I 7 
Tamanho das Partículas 
 
 O tamanho das partículas de um solo é uma característica que irá diferenciá-los 
quanto à sua composição granulométrica. Percebe-se que alguns solos apresentam 
partículas perceptíveis a olho nu como os pedregulhos e areias grossas. Outros 
apresentam partículas finas que só podem ser identificadas por ensaios específicos. 
 A diversidade de tamanhos é enorme e podem ser encontrados tamanhos que 
variam de 1 a 2 mm (partículas de areia) até 10 Angstrons (0,000001 mm – partículas de 
argila). Se essa partícula de argila for ampliada e ficar do tamanho de uma folha de 
papel, o grão de areia ficaria com diâmetros da ordem de 100 a 200 metros (um 
quarteirão). A Figura seguinte ilustra de forma comparativa os tamanhos de algumas 
partículas presentes nos solos, a saber: areias, siltes e argilas. 
 
 
Figura 1.1. Esquema comparativo do tamanho das partículas num solo 
 
 Num solo qualquer, encontram-se partículas de diversos tamanhos. As partículas 
mais grossas (areias e pedregulhos) podem estar envoltas pelas partículas mais finas. 
Isso torna difícil a identificação do solo por simples manuseio. A identificação dos solos 
é um processo que procura identificar as principais frações presentes no solo como um 
todo. Denominações específicas são empregadas para as diversas faixas de tamanho dos 
grãos. No entanto, os limites irão variar conforme o sistema de classificação adotado. 
Numa primeira análise, efetua-se a classificação do solo através de análise táctil-visual. 
Esse tipo de análise fornece apenas informação qualitativa, ou seja, que tipo de fração 
predomina no solo. Para uma análise mais precisa, utilizam-se os ensaios de 
granulometria e de limites de consistência. Dessa forma, é possível quantificar-se as 
frações presentes em cada solo assim como suas características de plasticidade. A 
Tabela (1.1) ilustra os limites das frações de solo pelo tamanho dos grãos definidos pela 
norma da ABNT (Associação Brasileira de Normas Técnicas). 
 
 
 
 
Mecânica dos Solos – Volume I 8 
Tabela 1.1. Limites das frações de solo pelo tamanho dos grãos segundo a ABNT 
(PINTO, 2000) 
Fração Limites 
Matacão de 25 cm a 1 m 
Pedra de 7,6 cm a 25 cm 
Pedregulho de 4,8 mm a 7,6 cm 
Areia grossa de 2,0 mm a 4,8 mm 
Areia média de 0,42 mm a 2,00 mm 
Areia fina de 0,05 mm a 0,42 mm 
Silte de 0,005 mm a 0,05 mm 
Argila inferior a 0,005 mm 
 
Na prática, costuma-se separar os solos finos dos solos grossos através da 
peneira 200 (#200) que é a peneira correntemente usada em laboratório e possui 
abertura (≈) de 0,075 mm. O conjunto de silte e argila é denominado como a fração de 
finos do solo, enquanto que o conjunto areia e pedregulho é denominado fração grossa 
ou grosseira do solo. A Figura seguinte ilustra o tamanho de algumas partículas. 
 
 
Figura 1.2. Diferentes tamanhos de partículas em solos 
 
 
Constituição Mineralógica 
 
 As propriedades químicas e mineralógicas das partículas dos solos formados irão 
depender fundamentalmente da composição da rocha matriz e do clima da região. Estas 
propriedades influenciam de forma marcante o comportamento mecânico do solo. 
Mecânica dos Solos – Volume I 9 
 Os minerais são partículas sólidas inorgânicas que constituem as rochas e os 
solos. Possuem forma geométrica, composição química e estrutura própria e definida. 
Eles podem ser divididos em dois grandes grupos, a saber: 
 
• Primários: aqueles encontrados nos solos e que sobrevivem à 
transformação da rocha (advêm, portanto do intemperismo físico). 
• Secundários: os que foram formados durante a transformação da rocha 
em solo (ação do intemperismo químico). 
 
 As partículas dos solos grossos, dentre as quais apresentam-se os pedregulhos, 
são constituídas algumas vezes de agregações de minerais distintos, sendo mais comum, 
entretanto, que as partículas sejam constituídas de um único mineral. Estes solos são 
formados, na sua maior parte, por silicatos (90%) e apresentam também na sua 
composição óxidos, carbonatos e sulfatos. 
 
Silicatos - feldspato, quartzo, mica, serpentina 
Grupos Minerais: Óxidos - hematita, magnetita,limonita 
Carbonatos - calcita, dolomita 
Sulfatos - gesso, anidrita 
 
 O quartzo, presente na maioria das rochas, é bastante estável, e em geral resiste 
bem ao processo de transformação rocha-solo e forma grãos de siltes e areias. Sua 
composição química é simples (SiO2), as partículas são eqüidimensionais, como cubos 
ou esferas e apresenta baixa atividade superficial (devido ao tamanho de seus grãos). 
Outros minerais como feldspato, gibsita, calcita e mica também podem ser encontrados 
neste tamanho. 
 Os feldspatos são os minerais mais atacados pela natureza originando os argilo-
minerais que constituem a fração mais fina dos solos (geralmente com dimensão inferior 
a 2 µm). Os argilo-minerais apresentam uma estrutura complexa. Seu estudo pode ser 
facilitado "construindo-se" o argilo-mineral a partir de unidades estruturais básicas. Este 
enfoque é puramente didático e não representa necessariamente o método pelo qual o 
argilo-mineral é realmente formado na natureza. Assim, as estruturas apresentadas neste 
capítulo são apenas idealizações. Um cristal típico de um argilo-mineral é uma estrutura 
complexa similar ao arranjo estrutural aqui idealizado, mas contendo usualmente 
substituições de íons e outras modificações estruturais que acabam por formar novos 
tipos de argilo-minerais. 
 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]. Essas estruturas se ligam por meio 
de átomos de oxigênio que pertencem simultaneamente a ambas. Alguns minerais-argila 
são formados por uma camada tetraédrica e uma octaédrica (estrutura de camada 1:1), 
determinando uma espessura da ordem de 7 Å (1 Angstron = 10-10 m), como a caulinita, 
cuja estrutura está representada na Figura (1.3). As camadas 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 Å, sendo sua dimensão longitudinal de cerca de 10.000 Å. 
 
Mecânica dos Solos – Volume I 10 
 
Figura 1.3. Estrutura de uma camada de caulinita (a) atômica (b) simbólica (PINTO, 
2000) 
 
 Noutros minerais, o arranjo octaédrico é encontrado entre duas estrututras do 
arranjo tetraédrico (estrutura de camada 2:1). Nesses casos, a espessura será da ordem 
de 10 Å. Exemplos típicos são as esmectitas e as ilitas cujas estruturas simbólicas estão 
representadas na Figura (1.4). 
 
 
Figura 1.4. Estrutura simbólica de minerais com camadas 2:1; (a) esmectita com duas 
camadas de moléculas de água (b) ilita (PINTO, 2000) 
 
 Nesses minerais, as ligações entre camadas são feitas por íons O2- e O2+ dos 
arranjos tetraédricos, que são mais fracos do que as ligações entre camadas de caulinita 
onde íons O2+ da estrutura tetraédrica se ligam a OH- da estrutura octaédrica. As 
camadas ficam livres e as camadas, no caso das esmectitas, ficam com a espessura da 
própria camada estrutural, que é de 10 Å. Sua dimensão longitudinal também é 
reduzida, ficando com cerca de 1000 Å, pois as placas se quebram por flexão. As 
partículas de esmectitas apresentam um volume de 10-4 vezes menor do que as de 
caulinita e uma área 10-2 vezes menor. Isto significa que para igual volume ou massa, a 
superfície das partículas de esmectitas é 100 vezes maior do que das partículas de 
caulinita. A superfície específica (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 
Mecânica dos Solos – Volume I 11 
cerca de 1000 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. 
 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 átomo de silício (Si4+) na estrutura 
octaédrica, e que nesta, átomos de alumínio estejam substituídos por outros átomos de 
menor valência, como o magnésio (Mg++). Estas alterações são definidas como 
alterações isomórficas, pois não alteram o arranjo dos átomos, mas partículas resultam 
com uma carga negativa. Para neutralizar essas cargas negativas, existem cátions livres 
nos solos como o cálcio (Ca++) ou o 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. As bordas das partículas 
argilosas apresentam cargas positivas, resultantes das descontinuidades da estrutura 
molecular, mas íons negativos neutralizam essas 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 (PINTO, 2000). 
 
 
Sistema Solo-água 
 
 A água se apresenta no solo sob diferentes formas. Nom entanto, torna-se 
extremamente difícil isolar-se os estados em que a água se apresenta em seu interior. Os 
termos mais comumente utilizados para descrever os estados da água no solo são os 
seguintes: 
 
• Água livre: Preenche os vazios dos solos. Pode estar em equilíbrio 
hidrostático ou fluir sob a ação da gravidade ou de outros gradientes de 
energia. 
• Água capilar: É a água que se encontra presa às partículas do solo por 
meio de forças capilares. Esta se eleva pelos interstícios capilares 
formados pelas partículas sólidas, devido à ação das tensões superficiais 
nos contatos ar-água-sólidos, oriundas a partir da superfície livre da água. 
• Água adsorvida (adesiva): É uma película de água que adere às partículas 
dos solos finos devido à ação de forças elétricas desbalanceadas na 
superfície dos argilo-minerais. Está submetida a grandes pressões, 
comportando-se como sólido na vizinhança da partícula de solo. 
• Água de constituição: É a água presente na própria composição química 
das partículas sólidas. Não é retirada utilizando-se os processos de 
secagem tradicionais. Ex: Montmorilonita (OH)4Si2Al4O20nH2O 
• Água higroscópica: Água que o solo possui quando em equilíbrio com a 
umidade atmosférica e a temperatura ambiente. 
 
Quando a água entra em contato com as partículas argilosas, as moléculas se 
orientam em relação a estas e aos íons que circundam as partículas, ficando circundados 
Mecânica dos Solos – Volume I 12 
por moléculas de água. No caso das esmectitas, a água penetra entre as partículas, 
formando estruturas como a da Figura (1.4a) em que duas camadas de moléculas de 
água se apresentam entre as camadas estruturais, elevando a distância basal a 14 Å. 
Uma maior umidade provoca o aumento desta distância basal, até a completa liberdade 
das camadas. 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 ilustrado na Figura (1.4b). Portanto, seu 
comportamento perante a água será 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 qualas 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. Devido às forças eletroquímicas, as 
primeiras camadas de moléculas de água em torno das partículas do solo estão 
firmemente aderidas. A água, nestas condições, apresenta comportamento bem distinto 
da água livre, sendo este estado referido como de água sólida, pois não existe entre as 
moléculas a mobilidade das moléculas dos fluidos. Os contatos entre as partículas 
podem ser feitos pelas moléculas de água a elas aderidas. As deformações e a 
resistência dos solos quando solicitados por forças externas dependem, portanto, destes 
contatos (PINTO, 2000; MACHADO, 2002). 
 
 
Estrutura dos Solos 
 
 Denomina-se estrutura dos solos a maneira pela qual as partículas minerais de 
diferentes tamanhos se arrumam para formá-lo. A estrutura de um solo possui um papel 
fundamental em seu comportamento, seja em termos de resistência ao cisalhamento, 
compressibilidade ou permeabilidade. Como os solos finos possuem o seu 
comportamento governado por forças elétricas, enquanto os solos grossos têm na 
gravidade o seu principal fator de influência, a estrutura dos solos finos ocorre em uma 
diversificação e complexidade muito maior do que a estrutura dos solos grossos. De 
fato, sendo a gravidade o fator principal agindo na formação da estrutura dos solos 
grossos, a estrutura destes solos difere, de solo para solo, somente no que se refere ao 
seu grau de compacidade. 
 
 Pelo fato de possuírem arranjos estruturais bastante simplificados, os solos 
grossos (areias e pedregulhos com nenhuma ou pouca presença de finos) podem ter o 
seu comportamento avaliado conforme a sua curva característica e a sua compacidade. 
É necessário avaliar o índice de vazios de uma areia em confronto com os índices de 
vazios máximo e mínimo em que ela pode se encontrar. Há uma variedade grande de 
ensaios para a determinação de emin e γdmáx. Todos eles envolvem alguma forma de 
vibração. Vibrando-se uma areia dentro de um molde, esta ficará em seu estado mais 
compacto possível. Dessa forma, determina-se seu índice de vazios mínimo (emín). Para 
emax e γdmín, geralmente coloca-se o solo secado previamente, em um recipiente, 
tomando-se todo cuidado para evitar qualquer tipo de vibração. Pode-se então 
determinar seu peso específico e então determinar o índice de vazios máximo (emáx) que 
corresponde a seu estado mais fofo possível. 
 Os procedimentos para a execução de tais ensaios são padronizados pelas 
normas NBR 12004 e 12051, variando muito em diferentes partes do Globo, não 
havendo ainda um consenso internacional sobre os mesmos. 
Mecânica dos Solos – Volume I 13 
 Os índices de vazios máximo e mínimo dependem das características da areia. 
Os valores são tão maiores quanto mais angulares são os grãos e quanto mais mal 
graduadas as areias. 
 O estado de uma areia (ou sua compacidade) pode ser expresso pelo índice de 
vazios em que ela se encontra, em relação a estes valores extremos, pelo índice de 
compacidade relativa (CR): 
 
máx nat
máx mín
e eCR
e e
−
=
−
 (1.1) 
 
 Quanto maior a CR, mais compacta é a areia. A compacidade relativa é um 
índice adotado apenas na caracterização dos SOLOS NÃO COESIVOS. A Tabela (1.2) 
apresenta a classificação da compacidade dos solos grossos em função de sua 
compacidade relativa (CR) de acordo com Terzaghi. 
 
Tabela 1.2. Classificação das areias segundo a compacidade (PINTO, 2000) 
Classificação CR 
Areia fofa abaixo de 0,33 
Areia de compacidade média entre 0,33 e 0,66 
Areia compacta acima de 0,66 
 
 No caso dos solos finos, devido à presença das forças de superfície, arranjos 
estruturais bem mais elaborados são possíveis. A Figura (1.5) ilustra algumas estruturas 
típicas de solos grossos e finos. 
 
 Quando duas partículas de argila estão muito próximas, entre elas ocorrem 
forças de atração e de repulsão. As forças de repulsão devem-se 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. 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 as forças entre elas. O Professor Lambe (1969) identificou 
dois tipos básicos de estrutura do solo, denominando-os de estrutura floculada, quando 
os contatos se fazem entre faces e arestas das partículas sólidas, ainda que através da 
água adsorvida, e de 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 as partículas, em virtude das 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. 
 
Mecânica dos Solos – Volume I 14 
 
Figura 1.5. Alguns arranjos estruturais presentes em solos grossos e finos e fotografias 
obtidas a partir da técnica de Microscopia Eletrônica de Varredura (MACHADO, 2002) 
 
 O conhecimento da estrutura permite o entendimento de diversos fenômenos 
notados no comportamento dos solos, como por exemplo, a sensitividade (ou 
sensibilidade) das argilas. 
 No caso de solos residuais e 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. 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 (PINTO, 2000). 
 
Mecânica dos Solos – Volume I 15 
 
 
 
1.3. TIPOS DE SOLOS EM FUNÇÃO DA ORIGEM 
 
Os solos irão apresentar características diferenciadas conforme seu processo de 
formação. Os principais tipos de solos quanto à sua origem são os solos residuais, solos 
transportados, solos orgânicos e solos de evolução pedogênica. 
Os solos residuais são aqueles onde os materiais resultantes permanecem no 
local de decomposição da rocha. O agente de transporte ocorre numa velocidade menor 
do que a taxa de decomposição da rocha. Essa taxa de decomposição irá depender de 
fatores como a temperatura, precipitação e vegetação. Nas regiões tropicais as 
condições são mais favoráveis a taxas elevadas de degradação. Isso explica o 
aparecimento de solos residuais nessas regiões (MACHADO, 2002). 
Os horizontes formados pela ação do intemperismo variam mais intensamente 
da superfície para as camadas inferiores. Segundo VARGAS (1978), esses horizontes 
são denominados de: horizonte I (de evolução pedogênica), horizonte II (residual 
intermediário), horizonte III (residual profundo), horizonte IV (alteração de rocha) e, 
rocha sã fissurada. A Figura (1.6) ilustra os respectivos horizontes. 
 
 
Figura 1.6. Perfil do solo proveniente da alteração da rocha (PINTO, 2000) 
 
O horizonte denominado residual maduro é o horizonte superficial onde o solo 
perdeu sua estrutura original tornando-se relativamente homogêneo. O solo saprolito é 
caracterizado pelo horizonte onde o solo ainda guarda características da rocha que lhe 
deu origem, inclusive veios intrusivos, fissuras, xistosidade e camadas. No entanto, sua 
resistênciajá se encontra bastante reduzida podendo-se, pela pressão dos dedos, 
desfragmentar-se completamente. Os horizontes de rocha alterada são aqueles onde a 
alteração progrediu, ao longo de zonas de menor resistência, deixando relativamente 
intactos grandes blocos da rocha original envolvidos por solo de alteração de rocha. 
 No Recôncavo Baiano observa-se a ocorrência de solos residuais formados a 
partir de rochas sedimentares. O folhelho (rocha sedimentar) produz uma argila 
conhecida popularmente como massapé que tem como mineral constituinte a 
montimorilonita. Esse mineral possui grande potencial de expansão na presença de 
água. Grandes variações de volume podem ocorrer no solo quando o mesmo variar sua 
Mecânica dos Solos – Volume I 16 
umidade. Isso pode acarretar sérios problemas nas construções (aterros ou edificações) 
assentes sobre estes solos (MACHADO, 2002). 
 
 Os solos transportados são aqueles originados por algum agente de transporte 
que os conduz até o seu local atual. Sua classificação é feita de acordo com o agente de 
transporte, a saber: solos coluvionares (gravidade), aluvionares (água), eólicos (vento) e 
glaciais (geleiras). 
 
 Os solos coluvionares são aqueles formados pela ação da gravidade. VARGAS 
(1978) cita o exemplo das escarpas da Serra do Mar onde os mantos de solo residual 
com blocos de rocha podem escorregar, sob a ação de seu peso próprio, durante chuvas 
violentas, indo acumular-se ao pé do talude em depósito de material detrítico, 
geralmente fofo, formando os “talus”. Esses talus estão sujeitos a movimentos de 
rastejo. No entanto, pode ocorrer que a erosão no topo de morros de solo residual 
profundamente alterado, com conseqüente deposição coluvial nos vales, resulte numa 
topografia suavemente ondulada. É o caso do Planalto Brasileiro onde ocorrem camadas 
recentes de solo coluvial fino sobre solo residual de material semelhante. Entre esses 
solos, é comum o surgimento de uma camada de pedregulho que delimita seu contato, 
facilitando a distinção das camadas. Esse tipo de depósito sofreu uma evolução 
pedológica posterior a sua deposição. O Professor Milton Vargas sugere que se 
enquadre esses solos na classe dos solos de “evolução pedogênica” que são conhecidos 
como solos porosos. No sul da Bahia existem solos formados pela deposição de 
colúvios em áreas mais baixas, os quais se apresentam geralmente com altos teores de 
umidade e são propícios à lavoura cacaueira. Encontram-se solos coluvionares (tálus) 
também na Cidade Baixa, em Salvador, ao pé da encosta paralela à falha geológica que 
atravessa a Baia de Todos os Santos (MACHADO, 2002). 
 
 Os solos aluvionares são aqueles onde o agente transportador é essencialmente a 
água. Sua constituição depende da velocidade das águas no momento de deposição. 
Podem-se enumerar alguns tipos de solos aluvionares: solos marinhos (água dos 
oceanos e mares), solos fluviais (água dos rios) e solos pluviais (água de chuvas). O 
processo ocorre quando grandes volumes de água em seu caminho para o mar 
transportam os detritos das erosões e os sedimentam em camadas, em ordem 
decrescente de seus diâmetros. As camadas de pedregulho sedimentam-se inicialmente 
seguidas das areias, siltes e argilas. Dessa forma, nota-se que os grãos maiores serão 
depositados onde as velocidades da água são maiores. As partículas menores serão 
transportadas até locais onde a velocidade diminua, permitindo o processo de 
sedimentação. 
 
 O transporte pelo vento origina os solos eólicos. A força do vento seleciona 
muito mais do que a água os pesos dos grãos que podem ser transportados. Isso implica 
na uniformidade dos grãos dos depósitos eólicos. Como os grãos maiores e mais 
pesados não podem ser transportados, e as argilas têm seus grãos unidos pela coesão, 
formando torrões dificilmente levados pelo vento, a ação do transporte do vento se 
restringe ao caso das areias finas ou siltes. Um exemplo típico são as areias constituintes 
dos arenitos brasileiros por ser uma rocha sedimentar com partículas previamente 
transportadas pelo vento. Outros exemplos são as dunas nas praias litorâneas e os 
depósitos de “loess” muito comuns em outros países. O “loess”, comum na Europa 
oriental, geralmente contém grandes quantidades de cal, responsável por sua grande 
Mecânica dos Solos – Volume I 17 
resistência inicial. Quando umedecido, contudo, o cimento calcário existente no solo 
pode ser dissolvido e o solo entra em colapso. 
 
 Os solos glaciais comumente ocorrem na Europa e Estados Unidos, sendo de 
pequena importância para o contexto nacional. São formados pelas geleiras pela ação da 
gravidade. Sua formação ocorre pelo movimento de gelo das regiões superiores para as 
inferiores. Nesse movimento gravitacional, ocorre o transporte de partículas de solo e 
rocha. Quando ocorre o degelo, esses detritos acabam se depositando no terreno. 
Variados tamanhos de partículas são transportados. Assim, os solos formados são 
bastante heterogêneos com granulometrias que variam de grandes blocos de rocha até 
materiais com granulometria fina. 
 
 Os solos orgânicos são aqueles formados pela mistura de restos de organismos 
(vegetais ou animais) com sedimentos pré-existentes. Geralmente apresentam uma cor 
escura (presença de húmus) e forte odor característico. O húmus pode ser facilmente 
carreado pela água. Dessa forma, sua ocorrência se dá apenas em solos finos (argilas e 
siltes) e em menor escala nas areias finas. Estes solos são encontrados nas baixadas 
litorâneas e nas várzeas dos rios e córregos em camadas de 3 a 10 metros de espessura. 
Esses solos são altamente compressíveis apresentando alto índice de vazios com baixa 
capacidade de suporte (VARGAS, 1978; PINTO 2000). As turfas são solos fibrosos 
resultantes da concentração de folhas, caules e troncos de florestas. É um tipo de solo 
extremamente deformável com elevada permeabilidade que permite que os recalques 
devido às ações externas ocorram rapidamente. Têm ocorrência registrada na Bahia, 
Sergipe, Rio Grande do Sul e outros estados brasileiros. 
 
 A evolução pedogênica envolve processos físico-químicos e biológicos 
responsáveis pela formação dos solos na agricultura. Essa formação ocorre pela 
lixiviação dos horizontes superiores com concentração de partículas coloidais nos 
horizontes profundos. A camada superficial tem pouco interesse para a engenharia e é 
denominada de “solo superficial” por possuir pequena espessura. Por outro lado, os 
solos porosos cuja formação ocorre devido a uma evolução pedogênica em clima 
tropical de alternâncias secas no inverno e extremamente úmidas no verão, possuem 
grande interesse técnico. Esses solos são denominados lateríticos e possuem espessuras 
que podem superar 10 m de profundidade com extensas zonas do Brasil Centro-Sul. Sua 
fração argila é constituída basicamente de minerais cauliníticos com elevada 
concentração de ferro e alumínio na forma de óxidos e hidróxidos. Daí, sua coloração 
avermelhada. São solos de granulometria arenosa, mas geralmente com parcelas de 
argila. Apresentam-se na natureza na condição não-saturada com elevado índice de 
vazios e baixa capacidade de suporte. 
 
 As Figuras (1.7) e (1.8) abaixo ilustram alguns tipos de solos. A Figura (1.9) 
apresenta um exemplo de microscopia eletrônica de um solo residual compactado de 
gnaisse aumentado em até 20.000 vezes. 
 
Mecânica dos Solos – Volume I 18 
 
Figura 1.7. Exemplos de tipos de solos 
 
 
Figura 1.8. Solo residual e orgânico 
 
Mecânica dos Solos – Volume I 19 
 
Figura 1.9. Microscopia eletrônica de um solo residual de gnaisse (compactado) 
 
Mecânica dos Solos – Volume I 20 
 
 
 
1.4. CLASSIFICAÇÃO DOS SOLOS 
 
 
Do ponto de vista da Engenharia, a classificação de um solo assume um papel 
extremamente importante no entendimento de seu comportamento frente às solicitações 
queeste poderá experimentar nas obras. Nesse particular, muitas classificações surgiram 
e procuram enquadrar o solo dentro do contexto próprio de interesse. Situações ocorrem 
em que um determinado tipo de solo poderá ser enquadrado em vários grupos, ou seja, 
um mesmo solo poderá pertencer a mais de um grupo dentro de um mesmo sistema de 
classificação. Isso ocorre devido à sua natureza variável. 
Deve-se ter em mente que as diversas classificações existentes devem ser 
tomadas com certa reserva. Isso ocorre porque o sistema utilizado para classificar um 
solo para fins rodoviários pode ser totalmente ineficiente para o mesmo solo em relação 
à sua utilização como material de construção ou para fundações. 
PINTO (2000) ressalta que mesmo aqueles que criticam os sistemas de 
classificação não têm outra maneira de relatar suas experiências senão através dos 
resultados obtidos num determinado problema para um tipo específico de solo. Esse tipo 
específico, quando mencionado, deve ser inteligível a todos dentro do sistema de 
classificação que foi utilizado. 
Um sistema de classificação ideal ainda não existe e, apesar das certas 
limitações, os sistemas de classificação vigentes ajudam a entender primeiramente o 
comportamento dos solos e a orientar um planejamento para a obtenção dos principais 
parâmetros dentro de um projeto. 
BUENO & VILAR (1998) ressaltam que um sistema de classificação, dentro do 
que se espera destes, deve possuir alguns requisitos básicos, tais como: ser simples e 
facilmente memorizável para permitir rápida determinação do grupo ao qual o solo 
pertence; ser flexível para se tornar particular ou geral conforme a situação exigir e, ser 
capaz de se subdividir posteriormente. 
Os principais tipos de classificação dos solos são: classificação por tipo de solos, 
classificação genética geral, classificação textural (granulométrica), classificação 
unificada (SUCS ou USCS - Unified Soil Classification System) e o sistema de 
classificação dos solos proposto pela AASHTO (American Association of State 
Highway and Transportation Officials). Deve-se salientar, contudo, que estes dois 
últimos sistemas de classificação foram desenvolvidos para classificar solos de países 
de clima temperado, não apresentando resultados satisfatórios quando utilizados na 
classificação de solos tropicais (saprolíticos e lateríticos), cuja gênese é bastante 
diferenciada daquela dos solos para os quais estas classificações foram elaboradas. Por 
conta disto, e devido a grande ocorrência de solos lateríticos nas regiões Sul e Sudeste 
do país, recentemente foi elaborada uma classificação especialmente destinada à 
classificação de solos tropicais. Esta classificação, brasileira, denominada de 
Classificação MCT, começou a se desenvolver na década de 70, sendo apresentada 
oficialmente em 1980 pelos professores Nogami e Vilibor. 
 
 
 
 
 
Mecânica dos Solos – Volume I 21 
1.4.1. Classificação Táctil Visual dos Solos 
 
Os solos podem ser estimados previamente através de análises simples e diretas 
através de seu manuseio em campo ou em laboratório. Esse tipo de análise é 
denominado de táctil-visual e é apenas uma análise primária do tipo de solo. Ensaios 
rápidos são realizados procurando-se determinar determinadas características 
predominantes do solo e, a partir disso, as demais características (Figura 1.10). 
 
 
 
Figura 1.10. Análise táctil visual 
 
Mecânica dos Solos – Volume I 22 
Esse tipo de análise deve vir sempre acompanhado de ensaios específicos de 
laboratório para a quantificação exata das propriedades do solo. 
 
 Normalmente, os ensaios realizados são os seguintes: 
 
a) Teste visual e táctil: após misturar-se uma pequena quantidade de solo com 
água, nota-se que as areias são ásperas ao tacto, apresentam partículas visuais a 
olho nu e permitem muitas vezes o reconhecimento de minerais; o silte é menos 
áspero que a areia, mas perceptível ao tacto; as argilas quando misturadas com 
água e trabalhadas entre os dedos, apresentam uma semelhança com pasta de 
sabão escorregadia e, quando secas, os grãos finos das argilas proporcionam 
uma sensação de farinha ao tacto. 
b) Teste de sujar as mãos: após se fazer uma pasta (solo + água) na palma da mão, 
coloca-se esta sob água corrente observando a lavagem do solo. O solo arenoso 
lava-se facilmente escorrendo rapidamente da mão. O solo siltoso só se limpa 
depois de um certo fluxo de água necessitando também de certa fricção para a 
limpeza total. Finalmente, as argilas apresentam uma certa dificuldade de se 
soltarem das mãos apresentando características de um barro. Nesse tipo de teste 
é possível se detectar a presença de areia (quartzo) pela sensação dos dedos com 
a pasta formada e pelo brilho que exibem. No entanto, o material fino (silte + 
argila) pode aglomerar-se formando concreções que passam a falsa idéia de 
material granular. 
c) Teste de desagregação do solo submerso: colocando-se um torrão de solo 
parcialmente imerso em recipiente com água, verifica-se a desagregação da 
amostra. Essa desagregação é rápida quando os solos são siltosos e lenta quando 
os solos são argilosos. 
d) Teste de resistência dos solos secos: Um torrão de solo seco pode apresentar 
certa resistência quando se tenta desfazê-lo com a pressão dos dedos. As argilas 
apresentam grande resistência enquanto que os siltes e areias apresentam baixa 
resistência. 
e) Teste de dispersão em água: colocando-se uma pequena quantidade de solo 
numa proveta com água e agitando-se a mistura, procura-se verificar o tempo 
para a deposição das partículas conforme o tipo de solo. Os solos arenosos 
depositam rapidamente (30 a 60 segundos); os solos siltosos levam entre 15 a 60 
minutos e, os solos argilosos, podem levar horas em suspensão. 
 
 
Os solos orgânicos são classificados de acordo com sua coloração que 
geralmente é cinza ou escura. Possuem odor característico de material em decomposição 
e são inflamáveis quando secos. 
 
Após esses testes, procura-se classificar o solo conforme as informações obtidas 
acrescentando-se também a cor do solo e sua procedência. 
 
 Importante ressaltar que esse tipo de classificação fornece resultados mais 
qualitativos do que quantitativos. Análises mais elaboradas devem ser feitas para a 
quantificação das frações predominantes de areia, silte e argila em cada solo. 
 
 
 
Mecânica dos Solos – Volume I 23 
1.4.2. Classificação Genética Geral 
 
A classificação genética geral classifica os solos de acordo com a sua formação 
originária. Basicamente depende de alguns fatores: natureza da rocha de origem, o clima 
da regional, agente intempérico de transporte, topografia regional e os processos 
orgânicos. O conhecimento da origem dos solos é fator de suma importância para a 
melhor compreensão das características e parâmetros obtidos para o solo. 
 
Esse tipo de classificação abrange os solos descritos anteriormente no item (1.3) 
(Tipos de Solos com Relação à sua Origem): solos residuais, solos transportados, solos 
orgânicos e solos de evolução pedogênica. 
 
 
1.4.3. Classificação Granulométrica 
 
As partículas dos solos possuem diferentes tamanhos e a medida desses 
tamanhos é feita através da análise granulométrica do solo. Essa, por sua vez, é 
representada através de uma curva de distribuição granulométrica em escala semilog 
com o eixo das ordenadas contendo as porcentagens que passam ou que ficam retidas, 
em peneiras pré-determinadas, e o eixo das abscissas com o diâmetro equivalente das 
partículas. 
O ensaio de granulometria geralmente é feito de acordo com o tipo de solo. Para 
solos grossos, utiliza-se somente o peneiramento que é realizado por meio de peneiras 
pré-distribuídas conforme especificação de norma. A abertura das peneiras deve ser da 
maior para a menor. Normalmente, a peneira de menor abertura éa peneira de número 
200 da ASTM (abertura de 0,075 mm). As quantidades retidas em cada peneira são 
então determinadas. Para solos finos, o processo de peneiramento torna-se impraticável. 
Recorre-se então, ao processo de sedimentação que consiste na medida indireta da 
velocidade de queda das partículas no meio (água). Para tanto, utiliza-se a Lei de Stokes 
que admite que a velocidade de queda de uma partícula esférica de peso específico γs, 
num fluido de viscosidade µ e peso específico γw é proporcional ao quadrado do 
diâmetro dessas partículas. No ensaio de sedimentação, a velocidade é obtida 
indiretamente determinando-se a densidade da suspensão em tempos pré-determinados. 
Essa leitura de densidade, feita com um densímetro, fornece também a profundidade de 
queda da partícula (z) que é a distância entre a superfície da suspensão até o centro do 
bulbo do densímetro. Dessa forma, a velocidade de queda da partícula, enunciada 
anteriormente, pode ser calculada pela razão entre a profundidade de queda (z) e o 
tempo para que isso ocorra. Isso permite a determinação do diâmetro equivalente (Di) 
das partículas para a fração fina do solo. A expressão (1.2) apresenta uma forma prática 
para o cálculo do diâmetro das partículas. 
 
( )
2
1
.005530,0 





⋅
−
=
t
zD
WS
i ρρ
µ (1.2) 
 
Di = diâmetro equivalente (mm); z = profundidade de queda da partícula (cm); 
ρS – ρW = diferença entre a massa específica dos sólidos e da água (g/cm3); 
µ = viscosidade dinâmica da água (em Pa.s; desprezando-se a potência 10-4) e, 
t = tempo de leitura (min). 
 
Mecânica dos Solos – Volume I 24 
 Após um tempo t, admitindo-se a uniformidade da suspensão, as partículas com 
diâmetros maiores que D, estarão abaixo de z. A percentagem de partículas com 
diâmetros equivalentes menores que o valor calculado pela expressão anterior, após um 
tempo t qualquer, é obtida pela seguinte expressão: 
 
[ ])()(
00,1
100)( HrHr
M
DP W
S
S
S
i −⋅−
⋅=<
ρ
ρ
 (1.3) 
P(<Di) = Percentagem de partículas com diâmetros menores que Di; 
r (H) = leitura na suspensão a uma temperatura T e, 
rW (H) = leitura na solução (água destilada + defloculante) à mesma temperatura T 
 
 Como os solos são constituídos por diferentes tamanhos de partículas, é comum 
adotar-se o processo de peneiramento em conjunto com o processo de sedimentação. 
Esse processo é chamado de análise granulométrica conjunta. 
 No processo de sedimentação, há a necessidade de se usar uma substância 
defloculante (hexametafosfato de sódio, silicato de sódio, etc) para que as partículas 
possam sedimentar isoladamente. Isso porque as partículas podem se agregar umas às 
outras formando grãos maiores ou flocos falseando os valores reais dos diâmetros que 
devem ser apenas das partículas individuais. Normalmente, o defloculante atua por 24 
horas na solução e, em seguida, é realizado um processo de agitação mecânica. Esses 
cuidados devem ser tomados também na fase do peneiramento para que as partículas 
mais finas não se aglutinem formando um diâmetro do agregado. 
 Depois de obtida a curva granulométrica do solo, há a necessidade de classificá-
lo de acordo com a sua textura (tamanho relativo dos grãos). Para tanto, existem 
diversas escalas granulométricas que adotam intervalos específicos dos diâmetros dos 
grãos das diferentes frações de solo. As escalas mais comuns são as escalas da ABNT e 
do MIT. A Figura (1.11) ilustra uma curva granulométrica com a respectiva escala da 
ABNT e as porcentagens obtidas para cada fração de solo. 
 
Pedregulho
Composição:
Areia grossa
Areia média
Areia fina
Silte
Argila
0 %
2 %
9 %
49 %
18 %
22 %
0
10
20
30
40
80
70
60
50
90
100
Po
rc
en
ta
ge
m
 q
ue
 p
as
sa
270 200 140 100 60 40 20 10 4
Peneiras (ASTM)
0
10
20
30
40
50
60
100
70
80
90
Po
rc
en
ta
ge
m
 re
tid
a
Sedimentação Peneiramento
0,001
Argila
Class.
ABNT
56 7 8 9 2 3 4 5 6 7 8 9 2 3 4 5 6 7 8 9 2 3 4 5 6 7 8 9 2 3 4 5 6 7 8 9 2 3 4 5
Silte Areia fina
Areia 
média
Areia 
grossa Pedregulho
Diâmetro dos grãos (mm)
0,01 0,1 1 10
Figura 1.11. Curva de distribuição granulométrica do solo (PINTO, 2000) 
 
Mecânica dos Solos – Volume I 25 
No caso de solos granulares (Figura 1.12), estes poderão ser denominados de 
“bem graduados” ou “mal graduados”. O solo bem graduado é caracterizado por uma 
distribuição contínua de diâmetros equivalentes em uma ampla faixa de tamanho de 
partículas (curva granulométrica a). As partículas menores ocupam os vazios deixados 
pelas maiores criando um bom entrosamento resultando em melhores condições de 
compactação e de resistência. No caso do solo ser mal graduado, sua curva 
granulométrica será uniforme (curva granulométrica c). Existem casos onde pode haver 
ausência de uma faixa de tamanhos de grãos (curva granulométrica b). 
 
 
Figura 1.12. Curvas granulométricas de solos com diferentes graduações (MACHADO, 
2002) 
 
Essa característica do solo granular pode ser expressa em função de um 
coeficiente de não uniformidade (CNU) dado pela seguinte relação: 
 
10
60
D
D
CNU = (1.4) 
 
Outro coeficiente também utilizado é o coeficiente de curvatura (CC) da curva 
granulométrica. 
 
6010
2
30
DD
D
CC
⋅
= (1.5) 
 
onde D10 (Diâmetro efetivo) = abertura da peneira para a qual temos 10% das 
partículas passando (10% das partículas são mais finas que o diâmetro efetivo). 
D30 e D60 – O mesmo que o diâmetro efetivo, para as percentagens de 30 e 60%, 
respectivamente. 
 
O coeficiente de não uniformidade (CNU) indica a amplitude dos grãos 
enquanto que o coeficiente de curvatura (CC) fornece a idéia do formato da curva 
permitindo detectar descontinuidades no conjunto. 
Mecânica dos Solos – Volume I 26 
Quanto maior é o valor de CNU mais bem graduado é o solo. Solos que 
apresentam CNU = 1 possuem uma curva granulométrica em pé (solo mal graduado – 
curva granulométrica c – Figura 1.12). Solos bem graduados apresentarão CC entre 1 e 
3. Se o valor de CC for menor que 1, a curva será descontínua com ausência de grãos 
(curva granulométrica b – Figura 1.12). Dificilmente ocorrem areias com valores de CC 
fora do intervalo de 1 a 3. Daí, a pouca importância que se dá a esse coeficiente. 
 
A classificação da curva granulométrica pode ser feita acordo com os seguintes 
intervalos para CNU e CC: 
 
CNU < 5 → muito uniforme 
5 < CNU < 15 → uniformidade média 
CNU > 15 → não uniforme 
1 < CC < 3 → solo bem graduado 
CC < 1 ou CC > 3 → solo mal graduado 
 
Finalmente, é importante ressaltar que somente o diâmetro efetivo (D10) e o 
CNU não são suficientes para representar por si só a curva granulométrica, uma vez que 
solos distintos podem apresentar os mesmos valores de D10 e CNU. Portanto, somente a 
curva granulométrica pode identificar um solo quanto à sua classificação textural. A 
Figura (1.13) ilustra exemplos de curvas granulométricas de alguns solos brasileiros. 
 
 
Figura 1.13. Curvas granulométricas de alguns solos brasileiros (PINTO, 2000) 
 
A Figura (1.14) ilustra os diferentes tamanhos de partículas assim como o 
detalhe dos ensaios de peneiramento e de sedimentação. 
Mecânica dos Solos – Volume I 27 
 
Figura 1.14. Diferentes tamanhos de partículas e detalhe dos ensaios de 
peneiramento e sedimentação 
 
 
Índices de Consistência 
 
 Do ponto de vista de engenharia, apesar da análise granulométrica classificar 
texturalmente o solo, esta por si só não consegue retratar o comportamento do mesmo. 
A fração de finos presente exerce papel fundamental. O comportamento dos solos finos 
irá depender de diversos fatores como sua composição mineralógica, sua umidade, sua 
estrutura e atéseu grau de saturação. Quanto menor a partícula de um solo, maior será 
sua superfície específica e, portanto, maior será sua plasticidade. As partículas de 
argilo-minerais presentes num solo diferem grandemente em sua estrutura mineralógica. 
Isso faz com que solos com a mesma quantidade da fração argila, apresentem 
comportamentos completamente diversos a depender do argilo-mineral presente. Como 
ressalta PINTO (2000), o estudo dos minerais-argilas é muito complexo e, por isso, o 
Engenheiro Químico Atterberg propôs alguns ensaios para quantificar, de forma 
indireta, o comportamento do solo na presença de água. Esses ensaios foram 
padronizados por Arthur Casagrande. 
 Em função da quantidade de água presente num solo, podemos ter os seguintes 
estados de consistência: líquido, plástico, semi-sólido e sólido: 
 
Sólido Semi-sólido Plástico Líquido 
 
 
 O estado líquido é caracterizado pela ausência de resistência ao cisalhamento e o 
solo assume a aparência de um líquido. Quando o solo começa a perder umidade, passa 
a apresentar o comportamento plástico, ou seja, deforma-se sem variação volumétrica 
(sem fissurar-se ao ser trabalhado). Ao perder mais água, o material torna-se quebradiço 
w (%) LL LP LC 
Mecânica dos Solos – Volume I 28 
(semi-sólido). No estado sólido, não ocorrem mais variações volumétricas pela secagem 
do solo. 
 Os teores de umidade correspondentes às mudanças de estado são denominados 
de Limite de Liquidez (LL), Limite de Plasticidade (LP), e Limite de Contração (LC). O 
LL é o teor de umidade que delimita a fronteira entre o estado líquido e plástico. O LP 
delimita o estado plástico do semi-sólido e, o LC, o estado semi-sólido do sólido. Os 
valores de LL e LP são de uso mais corriqueiro na engenharia geotécnica. 
 O ensaio do Limite de Liquidez é padronizado pela ABNT (NBR 6459). 
Empregando-se umidades crescentes, geralmente, coloca-se uma certa quantidade de 
solo na concha do aparelho de Casagrande. Com um cinzel padronizado faz-se uma 
ranhura na pasta de solo. Então, conta-se o número de golpes necessários para que esta 
ranhura se feche numa extensão em torno de 1 cm (Figura 1.15). Com os valores de 
umidade (no eixo das ordenadas) versus o número de golpes obtidos (eixo das 
abscissas), traça-se uma reta em um gráfico semilog. O valor do LL será aquele 
correspondente a 25 golpes (Figura 1.16). 
 
 
Figura 1.15. Ensaio de limite de liquidez 
Mecânica dos Solos – Volume I 29 
 
Figura 1.16. Determinação gráfica do limite de liquidez 
 
 O ensaio do Limite de Plasticidade é realizado de acordo com a NBR 7180. Esse 
ensaio é relativamente simples uma vez que determina o teor de umidade (LP) para o 
qual um cilindro de 3 mm começa a fissurar após ser rolado com a palma da mão sobre 
uma placa esmerilhada (Figura 1.17). Normalmente, são realizadas três medidas de 
umidade para a determinação do LP com o mesmo solo fissurado. Outras dimensões do 
cilindro comparativo também podem ser utilizadas nesse ensaio. 
 
 
Figura 1.17. Ensaio de limite de plasticidade 
 
Mecânica dos Solos – Volume I 30 
 Através dos valores dos limites de consistência é comum proceder-se ao cálculo 
de outros dois índices, a saber: o índice de plasticidade (IP) e o índice de consistência 
(IC). Esses índices são chamados de índices de consistência e são de utilização muito 
comum na prática. No entanto, o IC por não acompanhar com fidelidade as variações de 
consistência de um solo, tem caído em desuso. O valor do IP pode ser obtido pela 
diferença entre o LL e o LP: 
 
IP = LL – LP (1.6) 
 
 O índice de plasticidade procura medir a plasticidade do solo e, fisicamente, 
representa a quantidade de água necessária a acrescentar ao solo para que este passe do 
estado plástico para o líquido. A seguir, são apresentados alguns intervalos do IP para a 
classificação do solo quanto a plasticidade. 
 
IP = 0 → Não Plástico 
1 < IP < 7 → Pouco Plástico 
7 < IP < 15 → Plasticidade Média 
IP > 15 → Muito Plástico 
 
 Dentro desse contexto, quanto maior for o valor de IP, tanto mais plástico será o 
solo. Contudo, VARGAS (1978) adverte que somente o IP não é suficiente para julgar a 
plasticidade dos solos e que há a necessidade de se conhecer os valores de LL e IP. Para 
tanto, o gráfico idealizado por Casagrande serve de referência para a classificação da 
plasticidade do solo. Este gráfico, apresentado na Figura (1.18), utiliza os valores de IP 
e de LL e está dividido em quatro regiões delimitadas pelas linhas A e B e pela linha U, 
que constitui o limite superior para o qual não ocorrem valores de IP e LL. Se o ponto 
obtido com os valores de LL e IP cair na região acima da linha A, o solo será muito 
plástico e, abaixo, pouco plástico. Valores de LL acima de 50% (à direita da linha B) 
definem um solo muito compressível enquanto que valores de LL abaixo de 50% (à 
esquerda da linha B) definem um solo pouco compressível. 
 
 
 
Figura 1.18. Gráfico de Plasticidade de Casagrande (VARGAS, 1978) 
 
 
 A Tabela (1.3) apresenta alguns valores de LL e IP para alguns solos brasileiros. 
 
 
Mecânica dos Solos – Volume I 31 
Tabela 1.3. Valores de LL e IP para alguns solos típicos brasileiros (PINTO, 2000) 
Solos LL (%) IP (%) 
Residuais de arenito (arenosos finos) 29-44 11-20 
Residual de gnaisse 45-55 20-25 
Residual de basalto 45-70 20-30 
Residual de granito 45-55 14-18 
Argilas orgânicas de várzeas quaternárias 70 30 
Argilas orgânicas de baixadas litorâneas 120 80 
Argila porosa vermelha de São Paulo 65 a 85 25 a 40 
Argilas variegadas de São Paulo 40 a 80 15 a 45 
Areias argilosas variegadas de São Paulo 20 a 40 5 a 15 
Argilas duras, cinzas, de São Paulo 64 42 
 
 
Conceitos Importantes 
 
• Amolgamento: é a destruição da estrutura original do solo, provocando 
geralmente a perda de sua resistência (no caso de solos apresentando 
sensibilidade). 
• Sensibilidade: é a perda de resistência do solo devido à destruição de sua 
estrutura original. A sensibilidade de um solo é avaliada por intermédio 
do índice de sensibilidade (St), o qual é definido pela razão entre a 
resistência à compressão simples de uma amostra indeformada e a 
resistência à compressão simples de uma amostra amolgada, remoldada 
no mesmo teor de umidade da amostra indeformada. A sensibilidade de 
um solo é calculada por intermédio seguinte equação: 
 
'
c
t
c
RS
R
= (1.7) 
 
St é a sensibilidade do solo e RC e R'C são as resistências à compressão 
simples da amostra indeformada e amolgada, respectivamente. 
 
Segundo Skempton: 
 
St < 1 → Não sensíveis 
1 < St < 2 → Baixa sensibilidade 
2 < St < 4 → Média sensibilidade 
4 < St < 8 → Sensíveis 
St > 8 → Extra sensíveis 
 
Quanto maior for o St: menor a coesão, maior a compressibilidade e 
menor a permeabilidade do solo. 
 
• Consistência: quando se manuseia uma argila, percebe-se uma certa 
consistência, ao contrário das areias que se desmancham facilmente. Por 
esta razão, o estado em que se encontra uma argila costuma ser indicado 
Mecânica dos Solos – Volume I 32 
pela resistência que ela apresenta. A quantificação da consistência é feita 
por meio de ensaio de resistência à compressão simples. A Tabela (1.4) 
apresenta a consistência das argilas em função de sua resistência. 
 
Tabela 1.4. Consistência em função da resistência à compressão simples 
Consistência Resistência (kPa) 
Muito mole < 25 
Mole 25 a 50 
Média 50 a 100 
Rija 100 a 200 
Muito rija 200 a 400 
Dura > 400 
 
• Tixotropia: É o fenômeno da recuperação da resistência coesiva do solo, 
perdida pelo efeito do amolgamento, quando este é colocado em repouso. 
Quando se interfere na estrutura original de uma argila, ocorre um 
desequilíbrio das forças interpartículas. Deixando-se o solo em repouso, 
aos poucos este vai recompondo parte daquelasligações anteriormente 
presentes entre as suas partículas. 
 
 
Atividade das Argilas 
 
 Como a constituição mineralógica dos argilo-minerais é bastante variada, pode 
acontecer que em determinado tipo de solo os valores dos índices de consistência sejam 
elevados enquanto o teor de argila presente é baixo. Quando isso ocorre, diz-se que a 
argila é muito ativa. Existem no interior do Brasil, solos com porcentagem pequena de 
argila (em torno de 15%) que mostram plasticidade elevada e coesão notável 
principalmente quando secos. Essa pequena fração da argila presente no solo consegue 
transmitir a este um comportamento argiloso. A esse fenômeno, Skempton chamou de 
atividade da fração argilosa. Segundo Skempton, a medida da atividade da fração 
argilosa no solo pode ser feita pela seguinte expressão: 
 
mm
IPA
002,0% <
= (1.8) 
 
IP é o índice de Plasticidade e o termo %<0.002mm representa a percentagem de 
partícula com diâmetro inferior a 2µ presente no solo. 
 
De acordo com a proposta de Skempton, a argila presente no solo poderá ser 
classificada conforme a sua atividade: 
 
Argila inativa: A < 0,75 
Argila normal: 0,75 < A < 1,25 
Argila ativa: A> 1,25 
 
 A Figura (1.19) apresenta a variação do índice de plasticidade de amostras de 
solo confeccionadas em laboratório em função da percentagem de argila (% < 
Mecânica dos Solos – Volume I 33 
0,002mm) presente nos mesmos. Da equação (1.8) percebe-se que a atividade do argilo-
mineral corresponde ao coeficiente angular das áreas hachuradas apresentadas na 
Figura. Na mesma Figura apresentam-se valores típicos de atividade para os três 
principais grupos de argilo-minerais. 
 
Figura 1.19. Variação do IP em função da fração argila para solos com diferentes argilo-
minerais 
 
 
 
 
As Figuras a seguir ilustram resumidamente o comportamento das areias e das 
argilas. Nessas Figuras são apresentadas a compacidade (areias) e a consistência 
(argilas) em função do SPT – Standard Penetration Test (valor característico do ensaio 
de penetração estática). Esse ensaio é muito utilizado na área de fundações para avaliar 
o perfil do solo em profundidade e para estabelecer um valor de resistência a penetração 
que, indiretamente, fornece a resistência do solo. 
 
 
Mecânica dos Solos – Volume I 34 
 
 
Figura 1.20. Comportamento e compacidade das areias 
 
Mecânica dos Solos – Volume I 35 
 
 
Figura 1.21. Comportamento e consistência das argilas 
 
 
 A Figura seguinte ilustra de forma esquemática os itens até aqui mencionados. 
 
Mecânica dos Solos – Volume I 36 
 
Figura 1.22. Fluxograma de caracterização do solo 
 
 
1.4.4. Classificação Unificada (SUCS – Sistema Unificado de Classificação de Solos) 
 
Sistema de classificação proposto por Arthur Casagrande, em 1942, destinado à 
utilização na construção de aeroportos que, mais tarde, foi adotado pelo U.S. Corps of 
Engineers. Diante disso é que esse tipo de classificação também é chamado de 
Classificação da U.S. Corps of Engineers. Posteriormente, essa classificação passou a 
ser utilizada também para uso em barragens e outras obras geotécnicas. 
Esse tipo de classificação adota a curva granulométrica e os limites de 
consistência do solo. A premissa básica é a de que os solos nos quais a fração fina não 
existe em quantidade suficiente para afetar o seu comportamento, a classificação é feita 
de acordo com a sua curva granulométrica, enquanto que nos solos nos quais o 
comportamento de engenharia é controlado pelas suas frações finas (silte e argila), a 
classificação é feita de acordo com suas características de plasticidade. 
 Os solos são classificados com duas letras com origem na língua inglesa: um 
prefixo relacionado ao tipo e um sufixo que corresponde à granulometria e à 
plasticidade. 
 Os solos grossos serão aqueles que tiverem mais de 50% retidos na peneira 200 
(comumente representada por #200) e recebem os prefixos G (Gravel) ou S (Sand). Os 
subgrupos recebem as letras W, P, M e C. 
Dessa forma, os solos poderão ser GW, GP, GM, GC, SW, SP, SM e SC. 
 Os solos finos serão aqueles que tiverem mais de 50% passando na #200. Os 
principais tipos serão designados pelas letras M (Mo), C (Clay) e O (Organic). A letra 
M que designa o grupo silte provém do Sueco “mjäla”. Cada grupo pode ser 
classificado em dois subgrupos: 
 
H (High): solos com alta compressibilidade apresentando LL ≥ 50% 
L (Low): solos com baixa compressibilidade apresentando LL < 50% 
 
Mecânica dos Solos – Volume I 37 
Os solos formados por esse grupo poderão ser MH, ML, CH, CL, OH e OL. 
 
 As turfas, que são solos muito orgânicos, são geralmente identificadas 
visualmente e recebem a denominação Pt, do inglês “peat”. 
 
Resumidamente, têm-se as seguintes denominações para o conjunto de letras: 
 
Solos Grossos: 
 
G = Pedregulho; S = Areia 
 
W = material praticamente limpo de finos, bem graduado; 
P = material praticamente limpo de finos, mal graduado; 
M = material com quantidades apreciáveis de finos, não plásticos; 
C = Material com quantidades apreciáveis de finos, plásticos. 
 
Solos Finos: 
 
M = Silte; C = Argila; O = Orgânico 
H = Alta Compressibilidade; L = Baixa Compressibilidade 
 
 Para a classificação dos solos grossos, basta seguir o fluxograma apresentado na 
Figura (1.23). Para uma visualização mais rápida da classificação dos solos finos, pode-
se lançar mão da carta de plasticidade de Casagrande (Figura 1.24). 
 
 
Figura 1.23. Classificação de solos de acordo com o SUCS (extraído de MACHADO, 
2002) 
 
 
Mecânica dos Solos – Volume I 38 
 
 
Carta de Plasticidade – Esquema geral 
 
 
Figura 1.24. Carta de plasticidade de Casagrande - usual 
 
 A carta de plasticidade dos solos foi desenvolvida de modo a agrupar os solos 
finos em diversos subgrupos, a depender de suas características de plasticidade. Ao 
colocar o IP em função do LL do solo num gráfico, Casagrande percebeu que os solos 
se faziam representar por dois grupos distintos separados por uma reta inclinada 
denominada de linha A, cuja equação é IP = 0,73.(LL – 20). Acima da linha A 
encontram-se os solos inorgânicos e, abaixo, os solos orgânicos. A linha B, cuja 
equação é LL = 50%, paralela ao eixo da ordenadas, divide os solos de alta 
compressibilidade (à direita) dos solos de baixa compressibilidade (à esquerda). Existe 
Mecânica dos Solos – Volume I 39 
ainda a linha U (de equação IP = 0,9.(LL – 8)). Deste modo, para a classificação dos 
solos finos, basta a utilização dos pares LL e IP na carta de plasticidade. Quando o 
ponto cair dentro de uma região fronteiriça das linhas A ou B, ou sobre o trecho com IP 
de 4 a 7, considera-se um caso intermediário e se admite para o solo nomenclatura dupla 
(por ex., CL-ML, CH-CL, SC-SM, etc). 
 
 
1.4.5. Classificação segundo a AASHTO 
 
O sistema de classificação proposto pela AASHTO (American Association of 
State Highway and Transportation Officials) foi desenvolvido nos Estados Unidos e é 
baseado na granulometria e nos limites de Atterberg. Esse sistema foi proposto com a 
finalidade de classificar os solos para fins rodoviários e, por isso, é chamado também de 
sistema rodoviário de classificação. 
A classificação enquadra os solos em grupos com denominações A1 a A3 (solos 
grossos) e A4 a A7 (solos finos). Os solos altamente orgânicos são classificados 
visualmente e enquadrados no grupo A8. Existem ainda subgrupos para esses grupos e o 
índice de grupo (IG) que é um número inteiro que varia de 0 a 20. O IG deve ser 
apresentado entre parênteses ao lado da classificação e, quanto maior seu valor, pior 
será o solo comparado a outro dentro do mesmo grupo. Por exemplo, o solo A4 (8) será 
pior que o solo A4 (5). O valor do IG pode ser calculado pela seguinte expressão: 
 
IG = (A - 35).[0,20 + 0,005.(LL- 40)] + 0,01.(B - 15).(IP -10) (1.9) 
 
onde A e B são as percentagens de solo passando na #200; 
 
Se A < 35, adota-se A = 35 Se B < 15, adota-se B = 15 
Se A > 75, adota-se A = 75 Se B > 55, adota-se B = 55 
Se LL < 40, adota-se LL = 40 Se IP < 10, adota-se IP = 10 
Se LL > 60, adota-se LL = 60 Se IP > 30, adota-se IP = 30 
 
Observações: 
 
a). Quando trabalhando com os grupos A-2-6 e A-2-7, o IG deve ser determinado 
utilizando-se somente o IP; 
b). Se IG < 0 deve-se adotar um IG nulo; 
c). Aproximar o valor de IG para o inteiro mais próximo; 
 
A classificação é feita inicialmente pela verificação da quantidade de solo que 
passa na #200. Contudo, aqui se considera o material grosso como aquele que possui 
menos de 35% passando nesta peneira. Os solos finos serão aqueles com mais de 35% 
passando na #200. Os esquemas mostrados a seguir ajudam a classificar o solo após a 
determinação das informações obtidas nestes. Seguindo-se os passos indicados, da 
esquerda para a direita, chega-se à classificação desejada. 
 
Mecânica dos Solos – Volume I 40 
 
 
 
Figura 1.25. Fluxogramas para a classificação segundo a AASHTO (MACHADO, 
2002) 
 
As principais características desses grupos são: 
 
• Grupo A1: pedregulhos e areia grossa (bem graduados), com pouca ou 
nenhuma plasticidade. Correspondem ao grupo GW do SUCS. 
• Grupo A2: pedregulhos e areia grossa (bem graduados), com material 
cimentante de natureza friável ou plástica. Os finos constituem a natureza 
secundária. Esse grupo subdivide-se nos grupos A-2-4, A-2-5, A-2-6 e 
A-2-7 em função dos índices de consistência. 
• Grupo A3: areias finas mal graduadas não plásticas (IP nulo). 
Correspondem ao grupo SP do SUCS. 
• Grupo A4: solos siltosos com pequena quantidade de material grosso e 
de argila; 
Mecânica dos Solos – Volume I 41 
• Grupo A5: solos siltosos com pequena quantidade de material grosso e 
de argila, rico em mica e diatomita; 
• Grupo A6: argilas siltosas medianamente plásticas com pouco ou 
nenhum material grosso; 
• Grupo A7: argilas plásticas com presença de matéria orgânica; 
 
Mecânica dos Solos – Volume I 42 
 
 
 
1.5. ÍNDICES FÍSICOS 
 
Os índices físicos são relações estabelecidas entre as fases presentes no solo de 
modo a caracterizá-lo quanto às suas condições físicas. O solo apresenta três fases, a 
saber: sólida, líquida e gasosa. As fases líquida e gasosa (ar) constituem o volume de 
vazios (Vv) presente no solo. 
As diversas relações obtidas entre as fases do solo são empregadas para 
expressar as proporções entre as mesmas. O elemento de solo mostrado a seguir ilustra 
as fases presentes no solo em termos de massas e volumes. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Figura 1.26. Fases do solo em função de suas massas e volumes 
 
Var, Vw, VS, VV e VT representam os volumes de ar, água, sólidos, de vazios e 
total do solo, respectivamente. MS, Mw, Mar e MT são as massas de sólidos, água, ar e 
total. 
 
 
1.5.1. Relações entre Volumes 
 
As relações de volume comumente empregadas são: a porosidade (n), o índice 
de vazios (e) e o grau de saturação (Sr). A porosidade (n) é definida pela razão do 
volume de vazios do solo (Vv) por seu volume total (VT). O índice de vazios (e) é a 
relação entre o volume de vazios do solo (VV) por seu volume de sólidos (VS). O grau 
de saturação (Sr) expressa a proporção de água presente nos vazios do solo, ou seja, a 
razão de Vw por VV. 
 
T
V
V
V
n = 
S
V
V
V
e = 
V
W
r V
V
S = 
 
Esses três índices físicos não são obtidos experimentalmente, mas sim através de 
outros índices físicos. A porosidade expressa a mesma idéia do índice de vazios. 
Quando seco, o valor de Sr é nulo e, quando saturado, esse valor é de 100%. 
 
 
 
 
 
Mar (zero) 
MW 
MS Sólidos 
Água 
Ar 
MT 
Massas 
Var 
VW 
VS 
VV 
VT 
Volumes 
Mecânica dos Solos – Volume I 43 
1.5.2. Relações entre Massas e Volumes 
 
Os demais índices físicos são expressos por suas relações de massa e volume. A 
única exceção é para a umidade (w) que expressa a massa de água (MW) presente no 
solo em função de sua massa de sólidos (MS). 
 
As relações mais usuais entre massa e volume são: a massa específica natural do 
solo (ρ), a massa específica dos sólidos (ρS) e a massa específica da água (ρW). Esses 
índices físicos estão apresentados logo abaixo. 
 
S
W
M
M
w = 
T
T
V
M
=ρ 
S
S
S V
M
=ρ 
W
W
W V
M
=ρ 
 
Na prática geotécnica, é comum a utilização de peso específico (γ) ao invés de 
massa específica (ρ). Estes apresentam a mesma idéia da massa específica com a 
diferença de que a razão será de peso por volume. 
 
T
T
V
P
=γ 
S
S
S V
P
=γ 
W
W
W V
P
=γ 
 
A Figura seguinte ilustra resumidamente as relações entre Pesos e Volumes. 
 
 
Figura 1.27. Relações entre pesos e volumes 
 
Os índices físicos n, e, Sr e w são adimensionais e, excetuando-se o índice de 
vazios, os demais são expressos em termos de porcentagem. A massa específica é 
expressa em g/cm3 enquanto que os pesos específicos são expressos em kN/m3 de 
acordo com o Sistema Internacional (SI). 
 
Os índices físicos que comumente são determinados em laboratório são a massa 
específica natural (ρ), a umidade (w) e a massa específica dos sólidos (ρS). Os demais 
índices físicos são calculados através de correlações. Para maiores detalhes sobre a 
determinação dos índices físicos em laboratório, veja-se, por exemplo, o trabalho de 
NOGUEIRA (1995). 
 
Mecânica dos Solos – Volume I 44 
Os limites de variação desses índices físicos são: 
 
1,0 < ρ < 2,5 (g/cm3) 
2,5 < ρS < 3,0 (g/cm3) 
0 < e < 20 
0 < n < 100% 
0 < Sr < 100% 
0 < w < 1500% 
 
Costuma-se correlacionar os índices físicos com o índice de vazios e com a 
porosidade. Quando a correlação é feita com o índice de vazios, adota-se o volume dos 
sólidos como sendo igual a um (VS = 1). Dessa forma, de acordo com Figura (1.28), 
obtêm-se as expressões relacionadas a seguir: 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Figura 1.28. Fases do solo em função do índice de vazios 
 
S
Wr
S
W eS
M
M
w
ρ
ρ..
== (1.10); 
e
e
V
V
n
T
V
+
==
1
 (1..11); 
e
eS WrS
+
+
=
1
.. ρρ
ρ (1.12) 
 
O valor de ρW é assumido como ρW = 1,0 g/cm3. Na expressão para o cálculo da 
massa específica obtida acima, podem-se obter outros dois índices físicos, a saber: 
massa específica saturada (Sr = 100%) e massa específica seca (Sr = 0). Essas duas 
expressões são obtidas matematicamente quando se admite que o solo não sofra 
variações volumétricas, o que não ocorre nas situações corriqueiras de campo. 
 
 
e
eS WrS
Sat +
+
=
1
.. ρρ
ρ (1.13) Massa específica saturada (Sr =100%) 
e
S
d +
=
1
ρ
ρ (1.14) Massa específica seca (Sr =0) 
 
 
da expressão anterior pode-se demonstrar que: )1( wd += ρρ (1.15) 
 
 
Quando a correlação é feita com a porosidade, adota-se o volume total como 
unitário (Figura 1.29). 
 
 
 
Mar (zero) 
Sr.e.ρW 
ρS Sólidos 
Água 
Ar 
ρS + Sr.e.ρW 
 
Massas 
Var 
Sr.e 
1 
e 
1+e 
Volumes 
Quando Vs =1 
tem-se: 
e =VV; 
Vw = Sr.e 
Mecânica dos Solos – Volume I 45 
 
 
 
 
 
 
 
 
Figura 1.29. Fases do solo em função da porosidade 
 
As relações obtidas são as seguintes: 
 
n
n
V
V
e
S
V
−
==
1
 (1.16); ( ) S
wr
S
W
n
nS
M
M
w
ρ
ρ
−
==
1
..
 (1.17); 
 
( ) WrS
T
T nSn
V
M
ρρρ ..1 +−== (1.18) 
A massa específica dos sólidos (ρS) possui valor que varia de 2,67 a 2,69 g/cm3 
para solos arenosos (correspondente ao quartzo)