Trabalho Mecanica dos Solos (2)

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UNIVERSIDADE ESTÁCIO DE SÁ
TRABALHO DE MECÂNICA DOS SOLOS
VANUSA REGINA DE LIMA
matricula: 201608126498
Professor: Msc Vinicius Antonio Florentino Camargo
Belo Horizonte
2017
FASES SÓLIDO − ÁGUA − AR.
O solo é constituído de uma fase fluida (água e/ ou ar) e se uma fase sólida. A fase fluida ocupa 
os vazios deixados pelas partículas sólidas. Caracterizada pelo seu tamanho, forma, distribuição e 
composição mineralógica dos grãos, conforme já apresentado anteriormente. Fase composta geralmente
pelo ar do solo em contato com a atmosfera, podendo−se também apresentar na forma oclusa (bolhas 
de ar no interior da fase água). 
A fase gasosa é importante em problemas de deformação de solos e é bem mais compressível 
que as fases sólida e líquida. Fase fluida composta em sua maior parte pela água, podendo conter 
solutos e outros fluidos imiscíveis. Pode−se dizer que a água se apresenta de diferentes formas no solo, 
sendo contudo extremamente difícil se isolar os estados em que a água se apresenta em seu interior.
 A seguir são expressados os termos mais comumente utilizados para descrever os estados da 
água no solo. Preenche os vazios dos solos. Pode estar em equilíbrio hidrostático ou fluir sob a ação da 
gravidade ou de outros gradientes de energia. 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 a ação das tensões superficiais oriundas a partir da superfície livre da água. É uma película de 
água que adere às partículas dos solos finos devido a ação de forças elétricas desbalanceadas na 
superfície dos argilo−minerais. Está submetida a gr ande pressões, comportando−se como sólido na 
vizinhança da partícula de solo.
 
É a água presente na própria composição química das partículas sólidas. Não é retirada 
utilizando−se os processos de secagem tradicionais. Ex: Montmorilonita (OH)4Si2 Al4 O20 nH2 O
Água que o solo possui quando em equilíbrio com a umidade atmosférica e a temperatura ambiente.
O ESTADO DO SOLOS
Índices físicos entre as três fases: os solos são constituídos de três fases: 
O comportamento de um solo depende da quantidade relativa de cada uma das três fases (sólidos, água 
e ar).
• Partículas sólidas;
• Água;
• Ar
•
Peso específico (γg), massa específica (ρg) e densidade (δ) das partículas sólidas O peso 
específico (γg) de uma partícula sólida é, por definição, o peso da substância que a forma, por unidade 
do volume que ocupa no espaço. O peso específico da partícula é determinado pela razão entre seu peso
(seco) e seu volume. γg = Ps / Vs 
Massa específica (ρg) de uma partícula sólida é obtida pela razão entre sua massa e o volume 
que a partícula ocupa no espaço. É expressa em g/cm3 , kg/l, t/m3 . ρg = Ms / Vs
UMIDADE
Teor de Humidade (h) ou (w): A relação percentual do peso de água contida em uma amostra de 
solo e o peso das partículas dessa amostra de solo, cuja determinação precisa será vista mais tarde, 
pode ser qualitativamente estimada pela cor (mais escura ou mais clara) de um solo, por comparação, 
se já o tivermos observado completamente seco e saturado. Também pelo tato, apertando-o nas mãos, 
esfregando o e observando o aparecimento do brilho característico de umidade. A facilidade de 
moldagem, no caso de argilas, dá uma boa indicação do teor de umidade de solos que já conhecemos. 
Até o odor é característico.
Existe uma faixa de umidade dentro da qual o solo se comporta de maneira plástica. Valores de 
umidade comportar como semi−sólido ou sólido, enquanto que para maiores valores de umidade o solo
se comportará preferencialmente como líquido
ÍNDICE DE VAZIOS 
Índice de vazios (e) ou (ε) É a razão entre o volume de vazios Vv e o volume ocupado pela 
parte sólida (Vs) do solo e = ε = Vv / Vs 29 Geralmente é calculado em função do peso específico das 
partículas e do peso específico aparente seco, pois ε = (Vt-Vs)/Vs = Vt/Vs-Vs/Vs=(Vt/Ps)/(Vs/Ps)-1= 
(1/ γs)/(1/ γg)-1 e = γg / γs – 1 Nos solos mais comuns, o índice de vazios varia de 0 a 20. O índice de 
vazios tem aplicação direta, além do cálculo de outros índices físicos, no estudo da densificação de 
solos. Quando um maciço terroso diminui de volume, isto se dá pela redução do volume de vazios, pois
o volume dos sólidos varia muito pouco durante o fenômeno. “Densificar” significa tornar mais denso, 
isto é, diminuir o volume de vazios. Uma densificação pode ser causada por vibração, em solos não 
coesivos, compactação (pressão e amassamento) em solos coesivos. Grande parte dos autores denomina
adensamento apenas ao fenômeno de redução lenta do volume de vazios de um solo, quando pressões 
causam o escoamento da água que os preenche
POROSIDADE
A porosidade (n) do solo corresponde ao volum e do solo não ocupado por partículas 
sólidas, incluindo todo o espaço poroso ocupado pelo ar e água. A porosidade total inclui a 
macroporosidade e a microporosidade. Ent re as partículas maiores, como de areia ou entre 
agregados, predominam poros grandes (macroporos);entre partículas pequenas, como a de argila,
predominam poros pequenos (microporos).Os macroporos são r esponsáveis pela aeração, 
movimentação de á gua e penetração de raízes, e os microporos são responsáveis pela retenção de 
água no solo
GRAU DE SATURAÇÃO (S)
O grau de saturação (S) representa a por centagem do volum e de vazios do solo que está
preenchida por água. Quando o solo está com todos os vazios preenchidos por água
tem-se um solo saturado, ou seja, S=100%. É definido como a razão entre o volume de
água e o volume de vazios existe em uma massa de solo, e comumente expresso em 
porcentagem.
PESO ESPECÍFICO APARENTE NATURAL OU ÚMIDO (γ , γnat , γt) 
 
 É a relação entre o peso total (W) e o volume total da amostra (V) para um valor qualquer do 
grau de saturação, diferente dos extremos, e utilizando-se a simbologia da Figura 2.1, será calculado 
como: 
 
γ = W/V unidades (g/cm3, Kg/m3,kN/m3,t/m3) 
 A magnitude do peso específico natural dependerá da quantidade de água nos vazios e dos 
grãos minerais predominantes, e é utilizado no cálculo de esforços (Unidade 7). 
 
 
b) PESO ESPECÍFICO APARENTE SECO (γd) 
 
 É a relação entre o peso dos sólidos (Ws) e o volume total da amostra (V), para a condição 
limite do grau de saturação (limite inferior - Sr = 0%), tem-se: 
 
γd = (Ws/V) unidades (g/cm3 , Kg/m3 , kN/m3 , t/m3) 
 
 O peso específico aparente seco é empregado para verificar o grau de compactação de bases e 
sub-bases de pavimentos e barragens de terra (Unidade 10). 
 
 
c) PESO ESPECÍFICO SATURADO (γsat) 
 
 É a relação entre o peso total (W) e o volume total (V), para a condição de grau de saturação 
igual a 100%, tem-se: 
 
γ = (Wsat/V) unidades (g/cm3,Kg/m3,KN/m3, t/m3)
 Em nenhuma das condições extremas levou-se em consideração a variação do volume do 
solo, devido ao secamento ou saturação. 
 
 
d) PESO ESPECÍFICO REAL DOS GRÃOS OU SÓLIDOS (γs , δ) (NBR 6508/84) 
 
 É a relação entre o peso dos sólidos (Ws) e o volume dos sólidos (Vs), dependendo dos 
minerais formadores do solo, tem-se: 
 
γs = Ws/Vs unidades (g/cm3, Kg/m3, , kN/m3, , t/m3) 
 
 O valor do peso específico dos sólidos representa uma média dos pesos específicos dos 
minerais que compõem a fase sólida. A Tabela 2.3 apresenta o intervalo de variação do peso 
específico dos sólidos de diversos tipos de minerais.
e) PESO ESPECÍFICO SUBMERSO 
Quando um solo está imerso em um líquido (água), suas partículas sólidas sofrem a ação do 
empuxo. O valor do empuxo é obtido multiplicando o volume das partículas pelo peso específico do 
liquido que as submerge. No caso da água, γsub = δ (1-n) γa – (1-n) γa γsub = (δ-1)(1-n)γa γsub = γsat 
- γa 
FÓRMULAS DE CORRELAÇÃO - ÍNDICES FÍSICOS

0 < S < 100%
sat
S = 100%
d
S = 0
%
’
S = 100%
s S e n w
Peso
específico
natural
Peso
específico
saturado
Peso
específi
co seco
Peso
específico
submerso
Peso
específi
co dos
sólidos
Grau de
saturação
Índic
e de
vazio
s
Porosidad
e
Teor de
umidade
e
eS wrs


1

e
e ws


1

e
s
1

e
ws


1
  ed 1
w
s
e
w

 1
d
s


e
e
1 s
wr eS


 nS wrss    nwss     sn 1   wsn  1 n
d
1

w
sw
n
n

1
n
n
1 s
d


1   s
wr
n
nS


1
 
e
ws


1
1
-
 
e
ws


1
1
w
eS wr 
 dsw
ds w


 wr
s
S
w


wS
w
swr
s



 
ds
dswrS

 
Obs.: a) Nas fórmulas acima os pesos específicos podem ser substituídos pelas respectivas
massas específicas
b) Caso haja necessidade podem ser adotados os seguintes valores:
w = 10,0 kN/m3 (peso específico da água)
25,0 kN/m3 < s < 30,0 kN/m3 (peso específico dos sólidos)
g = 10,0 m/s2 (aceleração da gravidade)
 wd 1
COMPRESSIBILIDADE DOS SOLOS
Uma das principais causas de recalques é a compressibilidade do solo, ou seja, a redução do 
seu volume sob a ação das cargas aplicadas; em particular, um caso de grande importância prática é 
aquele que se refere à compressibilidade de uma camada de solo, saturada e confinada lateralmente. Tal
situação condiciona os chamados recalques por adensamento.
Analogia da Mecânica de Terzaghi:
Compreende-se facilmente esse mecanismo de transferência de pressões, utilizando-se a 
analogia da mecânica de Terzaghi – Figura 7.1, onde as molas representam as partículas sólidas do 
solo, e os furos capilares nos êmbolos, os seus vazios. É claro que a pressão nas molas (ou seja, nas 
partículas sólidas) aumenta à medida que a água escapa pelos furos (através dos vazios do solo).
Figura Analogia mecânica para o processo de adensamento, segundo Terzaghi
Com a expulsão da água intersticial da camada compressível considerada, o volume dos seus 
vazios vai diminuindo e, conseqüentemente, o seu volume total. Como a camada está confinada 
lateralmente, a redução do volume se dará pela redução de altura. Esta redução de altura é o que se 
denomina recalque por adensamento.
O objeto de estudo é aquele em que uma camada de argila se encontra limitada, em uma ou duas
faces (Figura (a) e (b), respectivamente), por uma camada drenante. Nesse caso, que é o comum, e por 
isso de interesse prático, podemos considerar o processo como essencialmente unidirecional.
(a)
(b)
Figura – Camada de argila limitada em uma (a) e duas faces (b) por camada drenante
 
ESTADO DAS AREIAS - COMPATICIDADE
 O estado em que se encontra uma areia pode ser expresso pelo seu índice de vazios. Este dado 
isolado, entretanto, fornece pouca informação sobre o comportamento da areia, pois, com o mesmo 
índice de vazios, uma areia pode estar compactada e outra fofa. É necessário analisar o índice de vazios
natural de uma areia em confronto com os índices de vazios máximo e mínimo em que ela pode se 
encontrar.
Se uma areia pura, no estado seco, for colocada cuidadosamente em um recipiente, vertida 
através de um funil com pequena altura de queda, por exemplo, ficará no seu estado mais fofo possível.
Pode-se, então, determinar seu peso específico e dele calcular o índice de vazios máximo.
Vibrando-se uma areia dentro de um molde, ela ficará no seu estado mais compacto possível. A 
ele corresponde o índice de vazios mínimo.
As areias se distinguem também pelo formato dos grãos. Embora as dimensões dos grãos não 
sejam muito diferentes segundo três eixos perpendiculares, como ocorre com as argilas, a rugosidade 
superficial é bem distinta. Formatos distintos são ilustrados na Figura 4.1, que mostra projeções de 
grãos naturais de areias de diferentes procedências. Os grãos da areia de Ottawa são bem esféricos 
(dimensões segundo os três eixos semelhantes) e arredondados (cantos bem suaves), enquanto os grãos 
de areia do rio Tietê são menos esféricos e muito angulares.
E – esfericidade
A – arredondamento
 O formato dos grãos de areia tem muita importância no seu comportamento mecânico, pois 
determina como eles se encaixam e se entrosam, e, em contrapartida, como eles deslizam entre si, 
quando solicitados por forças externas. Por outro lado, como as forças se transmitem pelo contato entre 
as partículas as de formato mais angulares são mais suscetíveis a se quebrarem.
Os índices de vazios máximo e mínimo dependem das características da areia. Valores típicos 
estão indicados na Tabela 4.1. Os valores são tanto maiores quanto mais angulares são os grãos e 
quanto mais mal graduadas as areias.
Descrição da areia emin emax Areia uniforme de grãos angulares 0,70 1,10
Areia bem graduada de grãos angulares 0,45 0,75 Areia uniforme de grãos arredondados 0,45 
0,75 Areia bem graduada de grãos arredondados 0,35 0,65
Consideremos uma areia A com “e mínimo” igual a 0,6 e “e máximo” igual a 0,9 e uma areia B 
com “e mínimo” igual a 0,4 e “e máximo” igual a 0,7 (ver figura 4.2). Se as duas estiverem com e= 
0,65, a areia A estará compacta e a areia B estará fofa.
Figura – Comparação de compacidades de duas areias com e=0,65
O estado de uma areia, ou sua compacidade, pode ser expresso pelo índice de vazios em que ele 
se encontra, em relação a estes valores externos, pelo índice de compacidade relativa:
max 
max min
 −= −
 e natCR
 e e
 Quanto maior a CR, mais compacta é a areia. Terzaghi sugeriu a terminologia apresentada na 
Tabela 4.2. Em geral, areias compactas apresentam maior resistência e menor deformidade. Estas 
características, entre as diversas areias, dependem também de outros fatores, como a distribuição 
granulométrica e o formato dos grãos. Entretanto, a compacidade é um fator importante.
Classificação CR
Areia fofa abaixo de 0,3
Areia de compacidade médiaentre 0,3 e 0,6 Areia compacta acima de 0,6
Compressibilidade dos Terrenos Pouco Permeáveis (Argila)
No caso de camada de argila, e de acordo com o mecanismo anteriormente descrito, a sua 
variação de altura, que se denominada compressão primária ou adensamento propriamente dito, 
representa apenas uma fase particular de compressão. Além desta, considera-se ainda a compressão 
inicial ou imediata – a qual se atribui a uma deformação da estruturada argila ante a aplicação brusca da
carga e à compressão instantânea da fase gasosa quando esta existir – e a compressão ou adensamento 
secundário, o qual se explica como uma compressão das partículas sólidas do solo.
Desses três tipos de compressão, apenas o primeiro tem importância especial, dados os seus 
efeitos sobre as construções. Tanto os efeitos à compressão inicial como os ocasionados pelo 
adensamento secundário, são em geral negligenciados na prática; os primeiros, em virtude de seu 
pequeno valor; os outros, por serem muito atenuados pela extrema lentidão com que as deformações 
ocorrem , muito embora o adensamento secundário seja, às vezes, responsável por uma apreciável 
fração do recalque total.
BIBLIOGRAFIA.
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