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MECÂNICA DOS SOLOS – Prof. MSc. Benício Lacerda PROF.: MSc. Benício Lacerda Porto Velho, 2016 NOTAS DE AULA – CONCRETO ARMADO MECÂNICA DOS SOLOS – Prof. MSc. Benício Lacerda Sumário CAPÍTULO 1 – PRIMEIROS ESTUDOS DOS SOLOS .................................................................................. 3 1.1 – INTRODUÇÃO DA MECÂNICA DOS SOLOS ...................................................................................... 3 1.2 – PARTÍCULAS CONSTITUINTES DO SOLO ......................................................................................... 3 1.2.1 – Processo de formação do solo ..................................................................................................... 3 1.2.2 – Classificação do solo quanto à sua origem .................................................................................. 4 1.2.3 – Fatores que controlam o processo de alteração .......................................................................... 7 1.2.4 – Tamanho das partículas ............................................................................................................... 9 1.2.5 – Forma dos solos ......................................................................................................................... 10 1.3 – IDENTIFICAÇÃO DOS SOLOS POR MEIO DE ENSAIOS ................................................................. 11 1.3.1 – Análise granulométrica ............................................................................................................... 11 1.3.2 – Índices de consistência (Limites de Atterberg) ........................................................................... 22 1.4 – Exercícios ........................................................................................................................................... 25 CAPÍTULO 2 – O ESTADO DO SOLO ......................................................................................................... 29 2.1 – ÍNDICES FÍSICOS ENTRE AS TRÊS FASES .................................................................................... 29 2.2 – CÁLCULO DOS ÍNDICES DE ESTADO .............................................................................................. 32 2.3 – ESTADO DAS AREIAS - COMPACIDADE ......................................................................................... 32 2.4 – ESTADO DAS ARGILAS – CONSISTÊNCIA ...................................................................................... 34 2.5 – PROSPECÇÃO DO SUBSOLO ........................................................................................................... 34 2.5.1 – Objetivos da prospecção do subsolo........................................................................................... 34 2.5.2 – Classificação dos métodos de investigação geotécnica ............................................................. 35 2.6 – Exercícios ........................................................................................................................................... 42 CAPÍTULO 3 – CLASSIFICAÇÃO DOS SOLOS .......................................................................................... 46 3.1 – A IMPORTÂNCIA DA CLASSIFICAÇÃO DOS SOLOS ...................................................................... 46 3.2 – CLASSIFICAÇÃO UNIFICADA ............................................................................................................ 46 3.2.1 – Solos de granulação grossa (pedregulhos e areias) ................................................................... 47 3.2.2 – Solos de granulação fina (siltes e argilas): .................................................................................. 48 3.2.3 – Sistema Rodoviário de Classificação – H.R.B (Highway Research Board) ................................ 49 3.3 – SOLOS LATERÍTICOS ........................................................................................................................ 51 3.4 – ATIVIDADE DAS ARGILAS ................................................................................................................ 52 3.5 – Exercícios ........................................................................................................................................... 52 CAPÍTULO 4 – COMPACTAÇÃO DOS SOLOS .......................................................................................... 55 4.1 – METODOLOGIA DO ENSAIO DE COMPACTAÇÃO .......................................................................... 55 4.1.2 Procedimento executivo do ensaio de compactação conforme NBR 7182:1986 ........................... 57 4.1.3 Apresentação dos dados e cálculo................................................................................................. 59 4.2 INFLUÊNCIA DA ENERGIA DE COMPACTAÇÃO ................................................................................ 60 4.2.1 A Compactação no campo ............................................................................................................. 62 4.2.2 Escolha dos equipamentos de compactação ................................................................................. 64 4.3 – Exercícios ........................................................................................................................................... 65 CAPÍTULO 5 – TENSÕES NOS SOLOS – CAPILARIDADE ....................................................................... 69 5.1 INTRODUÇÃO ........................................................................................................................................ 69 5.2 TENSÕES DEVIDO O PESO PRÓPRIO DO SOLO .............................................................................. 70 5.3 PRESSÃO NEUTRA (PRESSÃO DA ÁGUA DOS POROS) .................................................................. 72 5.4 AÇÃO DA ÁGUA CAPILAR NO SOLO ................................................................................................... 74 5.4.1 A água capilar nos solos ................................................................................................................ 75 Referências ................................................................................................................................................... 81 NOTAS DE AULA – MECÂNICA DOS SOLOS MECÂNICA DOS SOLOS – Prof. MSc. Benício Lacerda 3 CAPÍTULO 1 – PRIMEIROS ESTUDOS DOS SOLOS 1.1 – INTRODUÇÃO DA MECÂNICA DOS SOLOS O trabalho com os solos apresenta origem nos tempos mais antigos e pode-se afirmar ser tão antiga quanto a civilização. Os primeiros trabalhos sobre o comportamento quantitativo dos solos vão ser encontrados somente a partir do Século XVII tais como: Vauban (1687), Coulomb (1773), Rankine (1856) e outros. A necessidade de estudar os solos decorre dos grandes acidentes ocorridos no fim do Século XIX. Alguns deles podem ser citados como os escorregamentos sucessivos de taludes de terra durante a construção do Canal do Panamá, as rupturas de barragens de terra e os sucessivos recalques de grandes edifícios nos Estados Unidos. Destacam-se também os acidentes com muros de cais e escorregamentos de terra, na construção do Canal de Goteborg, onde um muro de cais se deslocou 5 m para o lado do mar. O ano de 1925 ocorre a publicação do livro de Karl Terzaghi denominado Erdbaumechanik e constituiu um grande marco para o estudo do comportamento dos solos e fez nascer assim, a Mecânica dos Solos. Terzaghi em 1936 descreveu que não se podiam aplicar aos solos leis teórica de uso corrente em projetos que envolviam materiais mais bem definidos, como o concreto e o aço. Não era suficientedeterminar em laboratório parâmetros de resistência e deformidade em amostras de solos e aplicá-los a modelos teóricos adequados àqueles materiais. Seus trabalhos identificaram o papel das pressões da água no estudo das tensões nos solos e, a apresentação de solução matemática para a evolução dos recalques em materiais como as argilas após um tempo de carregamento. Os solos são constituídos por um conjunto de partículas com água (ou outro líquido) e ar nos espaços intermediários. As partículas, de maneira geral encontram-se livres para deslocar entre si. O comportamento dos solos depende do movimento dessas partículas sólidas e, isto faz com que ele não seja, mas considerado um maciço indeformável, mas sim solos deformáveis idealizados na Mecânica dos Solos. Deformáveis, na qual se fundamenta a Mecânica das Estruturas, geralmente consideradas na engenharia civil. As soluções da Mecânica dos Solos são, frequentemente, empregadas para a representação do comportamento de maciços de solo, graças a sua simplicidade e por obterem comprovação aproximada de seus resultados com o comportamento real dos solos, quando verificada experimentalmente em obras de engenharia. 1.2 – PARTÍCULAS CONSTITUINTES DO SOLO 1.2.1 – Processo de formação do solo NOTAS DE AULA – MECÂNICA DOS SOLOS MECÂNICA DOS SOLOS – Prof. MSc. Benício Lacerda 4 Todos os solos se originam da decomposição das rochas que constituíam inicialmente a crosta terrestre. A decomposição é decorrente de agentes físicos e químicos que se modificam quando expostas ao tempo, denominada de intemperismo. O processo do intemperismo se dá em duas fases: - intemperismo físico – que é a desintegração da rocha; - intemperismo químico – que é a decomposição da rocha. A desintegração (intemperismo físico) é a ruptura das rochas inicialmente em fendas, progredindo para partículas de tamanhos menores, sem, no entanto, haver mudança na sua composição. Nesta desintegração, através de agentes como água, temperatura, pressão, vegetação e vento, formam-se os pedregulhos e as areias (solos de partículas grossas) e até mesmo os siltes (partícula intermediária entre areia e argila). Somente em condições especiais são formadas as argilas (partículas finas), resultantes da decomposição do feldspato das rochas ígneas. A decomposição (intemperismo químico) é o processo onde há modificação mineralógica das rochas de origem. O principal agente é a água, e os mais importantes mecanismos modificadores são a oxidação, hidratação, carbonatação e os efeitos químicos resultantes do apodrecimento de vegetais e animais. Variações de temperatura provocam trincas, nas quais penetra a água, atacando quimicamente os minerais. O congelamento da água nas trincas, entre outros fatores, exerce elevadas tensões, do que decorre maior fragmentação dos blocos. O conjunto destes processos, que são muito mais atuantes em climas quentes do que em climas frios, leva à formação dos solos que, em consequência, são misturas de partículas pequenas que se diferenciam pelo tamanho e pela composição química. A maior ou menor concentração de cada tipo de partícula num solo depende da composição química da rocha que lhe deu origem. 1.2.2 – Classificação do solo quanto à sua origem Quanto à sua formação, podemos classificar os solos em três grupos principais: solos residuais, solos sedimentares e solos orgânicos. Solos residuais (Figura 1.1) – são os que permanecem no local da rocha de origem (rocha-mãe), observando-se uma gradual transição da superfície até a rocha. Para que ocorram os solos residuais, é necessário que a velocidade de decomposição de rocha seja maior que a velocidade de remoção pelos agentes externos. Estando os solos residuais Figura 1.1 – Solos Residuais Windows 8 Realce Windows 8 Realce Windows 8 Realce Windows 8 Realce Windows 8 Realce NOTAS DE AULA – MECÂNICA DOS SOLOS MECÂNICA DOS SOLOS – Prof. MSc. Benício Lacerda 5 apresentados em horizontes (camadas) com graus de intemperismos decrescentes, podem- se identificar as seguintes camadas: solo residual maduro, saprolítico e a rocha alterada. Recebem o nome de residuais ou “in situ” por terem formado no mesmo local onde se encontram. O termo saprolítico pode tem origem grega onde: “sapros” exprime a ideia de putrefato, ou seja, as bactérias heterótrofas saprófitas se alimentam de restos orgânicos. O termo lítico que do grego “lithikós” diz-se do que é respeitante à pedra. Rocha sã trata-se de rocha com componentes mineralógicos originais intactos, sem apresentar indícios de decomposição com resistência mecânica. Rocha alterada trata-se do horizonte em que a alteração progrediu ao longo de fraturas ou zonas de menor resistência, deixando intactos grandes blocos da rocha original. A definição da ABNT NBR 6502:1995 define a alteração de rocha em três grupos: rocha pouco alterada, rocha medianamente alterada, rocha muito alterada e rocha extremamente alterada. Rocha pouco alterada: Rocha com alteração incipiente ao longo das fraturas e com alguns componentes mineralógicos originais muito pouco transformados. Resistência mecânica pouco abaixo à da rocha sã. Rocha medianamente alterada: Rocha com alguns componentes originais apenas parcialmente, onde 1/3 da espessura do corpo da rocha está alterada. As superfícies das descontinuidades mostram-se de forma parcial a ação do intemperismo, e sua resistência mecânica é inferior à da rocha pouco decomposta. Rocha muito alterada: Rocha apresentando uma decomposição não uniforme de matriz, com 2/3 do corpo da rocha apresentando alteração. Alguns minerais originais acham-se totalmente ou parcialmente transformados em outros e as superfícies das descontinuidades apresentam os efeitos nítidos do intemperismo, com intensa decomposição. Esta rocha desagrega-se parcialmente na presença de água e quebra-se facilmente com choque mecânico. Rocha extremamente alterada: Rocha em que todos os componentes mineralógicos iniciais foram, com exceção do quartzo, quando presente, transformados total ou parcialmente pelo intemperismo químico, apresentando-se ainda com a estrutura da rocha matriz totalmente friável, nem sempre se desagregando na presença de água. Do ponto de vista geomecânico, esta rocha constitui material de transição entre rocha e solo. Esta rocha é também denominada “saprolito” ou “saprólito”. Solos sedimentares ou transportados (Figura 1.2) – são os que sofrem a ação de agentes transportadores, podendo ser aluvionares (quando transportados pela água), eólicos (vento), coluvionares (gravidade) e glaciares (geleiras). Windows 8 Realce Windows 8 Realce Windows 8 Realce Windows 8 Realce Windows 8 Realce Windows 8 Realce NOTAS DE AULA – MECÂNICA DOS SOLOS MECÂNICA DOS SOLOS – Prof. MSc. Benício Lacerda 6 Figura 1.2 – Processo de solos sedimentares a) Processos de solos sedimentares b) Erosão eólica c) Erosão aluvial d) Erosão por gravidade e) Erosão por água pluvial Solos formados por ação da gravidade dão origem a solos coluvionares. Entre eles estão os escorregamentos das escarpas da Serra do Mar, formando os tálus nos pés do talude, massas de materiais muito diversos e sujeitos a movimentações de rastejo. Têm sido também classificados como coluviões, solos superficiais do planalto brasileiro depositados sobre solos residuais. Solos resultantes do carregamento pela água são os aluviões, ou solos aluvionares. Sua composição depende da velocidade das águas no momento de deposição.O transporte pelo vento dá origem aos depósitos eólicos. O transporte eólico provoca o arredondamento das partículas, em virtude do seu atrito constante. As areias constituintes dos arenitos brasileiros são arredondadas, por ser esta uma rocha sedimentar com partículas previamente transportadas pelo vento. Solos orgânicos – originados da decomposição e posterior apodrecimento de matérias orgânicas (Figura 1.3), sejam estas de natureza vegetal (plantas, raízes) ou animal. Os solos orgânicos são problemáticos para construção por serem muito compressíveis. Em algumas formações de solos orgânicos ocorre uma importante Windows 8 Realce Windows 8 Realce NOTAS DE AULA – MECÂNICA DOS SOLOS MECÂNICA DOS SOLOS – Prof. MSc. Benício Lacerda 7 concentração de folhas e caules em processo de decomposição, formando as turfas (matéria orgânica combustível). A decomposição de matéria orgânica para a formação das turfas geralmente ocorre por lenta decomposição anaeróbica associada à ação da água, encontrada em várias partes do mundo, com variação de consistência (do torrão até o limo) e de cor (de verde-claro ao negro). São utilizados como fertilizante, forragem, combustível e na feitura de carvão. As turfas são materiais extremamente deformáveis, mas muito permeáveis, permitindo que os recalques, devidos a carregamentos externos, ocorram rapidamente. Figura 1.3 – Solos orgânicos a) Solo orgânico - turfa b) Presença de material orgânico Eles são encontrados no Brasil principalmente nos depósitos litorâneos, em espessura de dezenas de metros, e nas várzeas dos rios e córregos, em camadas de 3 a 10 m de espessura. O teor de matéria orgânica em peso tem variado de 4 a 20 %. Por sua característica orgânica, apresentam elevados índices de vazios, e por serem de sedimentação recente, normalmente adensada, possuem baixa capacidade de suporte e considerável compressibilidade. 1.2.3 – Fatores que controlam o processo de alteração Os fatores que controlam os processos de alteração das rochas estão continuamente relacionados e a sua importância relativa depende de certas condições específicas. A classificação pedológica (Pedologia é definida, no Soil Survey Manual do U.S. of Department of Agriculture, como a ciência que se ocupa dos solos, incluindo a sua natureza, propriedades, formação, comportamento e reação, do seu uso e aproveitamento) se baseia na premissa de que a estrutura, forma, e as propriedades dos solos são controladas por cinco fatores agindo simultaneamente: material parente (rocha mãe), clima, topografia, vegetação e idade. A composição e textura da rocha mãe é importante nos estados iniciais do processo de alteração. Windows 8 Realce Windows 8 Realce Windows 8 Realce NOTAS DE AULA – MECÂNICA DOS SOLOS MECÂNICA DOS SOLOS – Prof. MSc. Benício Lacerda 8 O clima através dos seus principais fatores climático, temperatura e chuva, tem grande importância no desenvolvimento da alteração das rochas. Climas quentes úmidos promovem rapidamente a alteração dos minerais da rocha mãe. Num clima continuamente úmido, a percolação da água remove os produtos decompostos permitindo a evolução da decomposição, enquanto numa região seca estes produtos podem permanecer in situ. Resumindo: a ação do clima traduz-se por alterações químicas que ocorrem mais facilmente em climas quentes úmidos e por alterações mecânicas favorecidas em regiões de variações rápidas de temperatura ou com ação do gelo e predominam, portanto nas regiões subpolares, em desertos e em áreas montanhosas. Assim, as regiões atuais de alteração podem diferenciar-se do seguinte modo: • Subpolar: alteração mecânica, principalmente devido à ação da fragmentação produzida pelo gelo. • Temperada: alterações físicas e químicas atuando conjuntamente • Desértica: alteração mecânica, principalmente devida variação de temperatura. • Tropical: alterações químicas profunda, favorecidas por chuvas intensas e temperaturas altas. A percolação e infiltração da água através de material alterado são controladas pela topografia. A topografia influencia no grau de erosão na superfície. Áreas planas baixas estão normalmente completamente saturadas de água em regiões muito chuvosas, o que retarda a alteração. Uma seção vertical das camadas de um solo desde a superfície até a rocha mãe constitui um perfil do solo, que se divide em horizontes. O horizonte A situa-se na superfície e nele os minerais e coloides vão sendo removidos por lixiviação. Tem espessura média de duas a três dezenas de centímetros. O horizonte B forma uma bolsa de acumulação para os materiais lavados do horizonte A. A espessura média é da ordem de grandeza do horizonte A, mas pode atingir metros. O horizonte C é muito menos alterado e é a partir dele que se formam os horizontes A e B. O horizonte D constitui a base. Um solo maduro, após sofrer decomposição mecânica, química e incorporação da matéria orgânica, encontra-se dividido em camadas (horizontes - Figura 1.4 e Figura 1.5). O solo deve apresentar 4 horizontes: Figura 1.4 – Horizontes do solo Horizonte A é uma camada superficial rica em detritos orgânicos de partes de plantas e de seres vivos em estado de decomposição estabilizado – o húmus, apresentando por isso coloração escura. Está sujeito ao processo de lixiviação no qual os seus constituintes são arrastados pelas águas infiltradas para o horizonte B. Windows 8 Realce Windows 8 Realce Windows 8 Realce Windows 8 Realce Windows 8 Realce Windows 8 Realce NOTAS DE AULA – MECÂNICA DOS SOLOS MECÂNICA DOS SOLOS – Prof. MSc. Benício Lacerda 9 Horizonte B onde se dá a concentração de Fe e Al. É um horizonte que inclui partículas minerais, substâncias coloidais, materiais argilosos, óxidos, hidróxidos metálicos, carbonatos, etc. provenientes do horizonte A arrastadas pela infiltração da água (lixiviação). Acumulam-se aqui também materiais rochosos provenientes do horizonte C. Por ser pobre em matéria orgânica apresenta cor mais clara que o horizonte A. Figura 1.5 – Corte de um solo Horizonte C é essencialmente constituído pela rocha-mãe pouco alterada, fracamente fragmentada. 1.2.4 – Tamanho das partículas A primeira característica que diferencia os solos é o tamanho das partículas que os compõem. Numa primeira aproximação, pode-se identificar que alguns solos possuem grãos perceptíveis a olho nu, como os grãos de pedregulho ou a areia do mar, e que outros têm os grãos tão finos que, quando molhado, se transformam numa pasta (barro), não podendo se visualizar as partículas individualmente. A diversidade do tamanho dos grãos é enorme. Não se percebe isto num primeiro contato com o material, simplesmente porque parecem todos muito pequenos perante os materiais com os quais se estão acostumados a lidar. Mas alguns são consideravelmente menores do que outros. Existem grãos de areia com dimensões de 1 a 2 mm, e existem partículas de argila com espessuras da origem de 10 Å (0,000001 mm). Isto significa que, se uma partícula de argila fosse ampliada de forma a ficar com o tamanho de uma folha de papel, o grão de areia citado ficaria com diâmetros da ordem de 100 a 200 metros. Denominações específicas são empregadas; seus limites, entretanto, variam conforme os sistemas de classificação. Os valores adotados para as diversas faixas de tamanhos de grãos são os indicados na Tabela 1. Tabela 1 – Classificação do solo segundo os limites de granulometria Tipo de solo Limites de granulometria Matacão de 25 cm a 1 m Pedra de 7,6 mm a 25 cm Pedregulhode 4,8 mm a 7,6 mm Areia grossa de 2,0 mm a 4,8 mm Areia média de 0,42 mm a 2,0 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 Fonte: Sousa Pinto (2006), p. 4 Windows 8 Realce Windows 8 Realce Windows 8 Realce NOTAS DE AULA – MECÂNICA DOS SOLOS MECÂNICA DOS SOLOS – Prof. MSc. Benício Lacerda 10 O conjunto de silte e argila são denominados como a fração de finos do solo, enquanto o conjunto areia e pedregulho são denominados fração grossa ou grosseira do solo. Por outro lado, a fração argila é considerada, com frequência, como a fração abaixo do diâmetro de 0,002 mm, que corresponde ao tamanho mais próximo das partículas de constituição mineralógica dos minerais-argila. Os finos, segundo a norma são as partículas de solo que passam pela peneira padrão nº 200, isto é, partículas de dimensões inferiores a 0,075 mm. 1.2.5 – Forma dos solos Nos solos grossos a forma característica é equidimensional, o qual as três dimensões da partícula são de magnitude semelhantes. Origina-se pela ação de agentes mecânicos (decomposição, dilatação térmica, ação do gelo e expansão coloidal - partículas coloidais são, via de regra, menores do que 1 micrômetro (µm) de diâmetro.) e químicos. Segundo a intensidade e o tempo em que estes agentes mecânicos tenham atuado, se produzem variedades na forma equidimensional, das quais podem ser arredondadas, subarredondadas, subangulares, ou angulares (Figura 1.6), em escala decrescente dos efeitos do ataque dos agentes mecânicos. Figura 1.6 - Forma das partículas do solo A forma arredondada é praticamente esférica, enquanto que angulares é a que apresenta arestas e vértices pontiagudos (por exemplo, pedra britada). Quando estas arestas e vértices estão arredondados pelo efeito de rolamento e abrasão mecânica, se tem a forma subangular, os quais por um processo mais intenso da erosão podem obter a forma subarredondada final. As formas angulares são típicas de areias residuais, e as areias vulcânicas apresentam essa forma em partículas cristalizadas. As areias marinhas são geralmente angulares. A forma arredondada é frequente nas areias de rio e em algumas formações de praia, se bem que no primeiro caso, predominam as formas subarredondada e subangular, pois as partículas que não se arrastam, não sofrem o efeito da abrasão ou rolamento; naturalmente que o anterior é mais certo em partículas de pequeno tamanho, por sua maior facilidade para manter-se em suspensão. As areias eólicas são de grão fino e arredondado. Nos solos finos a forma das partículas tende a ser achatada, porque as minerais argilas, em sua maior parte se adotam a forma laminar. Windows 8 Realce Windows 8 Realce Windows 8 Realce Windows 8 Realce Windows 8 Realce NOTAS DE AULA – MECÂNICA DOS SOLOS MECÂNICA DOS SOLOS – Prof. MSc. Benício Lacerda 11 1.3 – IDENTIFICAÇÃO DOS SOLOS POR MEIO DE ENSAIOS Para identificação dos solos a partir das partículas que os constituem, são empregados correntemente dois tipos de ensaios, a análise granulométrica e os índices de consistência. 1.3.1 – Análise granulométrica Num solo, geralmente convivem partículas de tamanhos diversos. Nem sempre é fácil identificar as partículas porque grãos de areia, por exemplo, podem estar envoltos por uma grande quantidade de partículas argilosas, finíssimas, apresentando o mesmo aspecto de uma aglomeração formada exclusivamente por estas partículas argilosas. Quando secas, as duas formações são dificilmente diferenciáveis. Quando úmidas, entretanto, a aglomeração de partículas argilosas se transforma em uma pasta fina, enquanto que a partícula arenosa revestida é facilmente reconhecida pelo tato. Portanto, numa tentativa de identificação tátil-visual dos grãos de um solo, é fundamental que ele se encontre bastante úmido. A Figura 1.7 apresenta um exemplo de distribuição granulométrica do solo. Figura 1.7 – Exemplo de distribuição granulométrica do solo Fonte: Sousa Pinto (2006) Erro! Fonte de referência não encontrada. Para o reconhecimento do tamanho dos grãos de um solo, realiza-se a análise granulométrica, que consiste, em geral, de duas fases: peneiramento e sedimentação. O peso do material que passa em cada peneira, referido ao peso seco da amostra, é considerado como a “porcentagem que passa”, e representado graficamente em função da abertura da peneira, esta em escala logarítmica, como se mostra na Figura 1.7. A abertura Windows 8 Realce Windows 8 Realce Windows 8 Realce NOTAS DE AULA – MECÂNICA DOS SOLOS MECÂNICA DOS SOLOS – Prof. MSc. Benício Lacerda 12 nominal da peneira é considerada como o “diâmetro” das partículas. Trata-se, evidentemente, de um “diâmetro equivalente”, pois as partículas não são esféricas. A análise por peneiramento tem como limitação a abertura da malha das peneiras (Figura 1.8), que não pode ser tão pequena quanto o diâmetro de interesse. A menor peneira costumeiramente empregada é a de nº 200, cuja abertura é de 0,075 mm. Existem peneiras mais finas para estudos especiais, mais são pouco resistentes e por isso não são usadas rotineiramente. Mesmo estas, por sinal, têm aberturas muito maiores do que as dimensões das partículas mais finas do solo. Figura 1.8 – Peneiras para ensaio de granulometria • O procedimento do ensaio consiste em pesam-se as quantidades retiradas em cada peneira de números 4 (4,8 mm); 10 (2,09 mm); 40 (0,42 mm); 100 (0,15 mm) e 200 (0,075 mm) e, em seguida, calculam-se as porcentagens de solo que passaram por cada uma delas. Para o solo que passaram na peneira de número 200 (0,075 mm) procede-se a segunda etapa do ensaio que consiste na técnica da sedimentação da Lei de Stokes: a velocidade de queda de partículas esféricas num fluído atinge um valor limite que depende do peso específico do material da esfera, do peso específico do fluído, da viscosidade do fluído, e do diâmetro da esfera. Lei de Stokes Quando uma partícula sólida cai dentro de um líquido segue o que se chama Lei de Stokes (Figura 1.9), que assume o seguinte: (1º) as partículas não são influenciadas por outras partículas ou pela parede dos canais e reservatórios; (2º) as partículas são esféricas. (3) a viscosidade da água e a gravidade específica do solo são exatamente conhecidas. Figura 1.9 - Aplicação da Lei de Stokes Mesmo não obedecendo os dois primeiros itens, é usada a Lei de Stokes, que deve ser aplicada a esferas que tenham diâmetro entre 0,0002mm e 0,2mm. A velocidade (uniforme) da queda de esferas, ou seja, a velocidade de deposição (velocidade de queda) da Lei de Stokes é a seguinte: Windows 8 Realce Windows 8 Realce Windows 8 Realce Windows 8 Realce NOTAS DE AULA – MECÂNICA DOS SOLOS MECÂNICA DOS SOLOS – Prof. MSc. Benício Lacerda 13 2 .dim 18 DV wsentse ⋅⋅ − = µ γγ (1.1) Onde: Vsediment.= velocidade de sedimentação (m/s); D = diâmetro equivalente da esfera (partícula) em metros; γw = peso específico da água a 20º C = 9792,34 N/m3; γs / γw = 2,65 (densidade relativa do quartzo em relação à água); γs= peso específico da partícula do sólido (quartzo) = 25949,701N/m3; µ= viscosidade dinâmica da água a 20º C = 0,00101 N·s /m2 Stokes definiu que as partículas cairão com velocidades proporcionais ao quadrado de seus diâmetros. A Lei de Stokes se aplica a partículascom diâmetro até 0,10mm quando o número de Reynolds é menor do que 1. O número de Reynolds é expresso por: µ ρ DV N entseR ⋅⋅ = .dim (1.2) Com ρ sendo a massa específica da água a 20º C = 998,2 kg/m3 No entanto, considerando as condições descritas anteriormente é possível descrever a velocidade de sedimentação em função do diâmetro da partícula pela substituição dos valores conhecidos da equação 1.1: 2 .dim 18 DV wsentse ⋅⋅ − = µ γγ → 2 2 33 .dim 00101,018 34,9792701,25949 D m sN m N m N V entse ⋅ ⋅⋅⋅ ⋅− ⋅ = → 2 2 3 .dim 01818,0 361,16157 D m sN m N V entse ⋅ ⋅⋅ ⋅ = → 2 2 3.dim 7294,888743 D sN m m N V entse ⋅ ⋅ ⋅= → 2 .dim 1 7294,888743 D sm V entse ⋅ ⋅ ⋅= , que entrando com diâmetro em mm, devemos passa-lo para a mesma unidade da velocidade. Ou seja: 1 mm² = 10-6 m² NOTAS DE AULA – MECÂNICA DOS SOLOS MECÂNICA DOS SOLOS – Prof. MSc. Benício Lacerda 14 [ ]23.dim )10(17294,888743 mDsmV entse −⋅ ⋅ ⋅= → )10( 1 7294,888743 262.dim mDsm V entse −⋅ ⋅ ⋅= ⋅⋅= s m DV entse 2 .dim 88743,0 (1.3) Sendo: Vsediment. = velocidade de sedimentação (m/s); D= diâmetro da partícula (mm). Uma observação muito importante na aplicação da Lei de Stokes é a verificação do número de Reynolds que deverá sempre ser menor que 1 para validação do que Stokes fez. Alguns autores sugerem usar como limite do número de Reynolds o valor 0,5 ou 1,0. Exemplo 1 - Calcular a velocidade de sedimentação Vsediment. para diâmetro de partícula D=0,1mm ou 100μm (areia fina). Aplica-se a seguinte equação: 2 .dim 88743,0 DV entse ⋅= → 2 .dim 1,088743,0 ⋅=entseV → =.dim entseV 0,00887 m/s Verificação se atende o número de Reynolds: µ ρ DV N entseR ⋅⋅ = .dim → 00101,0 1000 1,0 00887,02,998 ⋅⋅ =RN → =RN 0,876 < 1 OK! Considerando a equação da velocidade descrita em função do quadrado do diâmetro é possível apresentar a velocidade de sedimentação para diferentes diâmetros de argilas, silte e areia e lista-la em uma tabela. Tabela 2 – Velocidade de argilas, siltes e areias pela Lei de Stokes com Re < 1 Tipo de solo Diâmetro partícula Velocidade de sedimentação Tipo de solo Diâmetro partícula Velocidade de sedimentação μm mm m/s μm mm m/s Argila 1 0,0010 0,0000009 Silte 12 0,0120 0,0001280 1,5 0,0015 0,0000020 15 0,0150 0,0002000 2 0,0020 0,0000036 20 0,0200 0,0003555 3 0,0030 0,0000080 25 0,0250 0,0005555 4 0,0040 0,0000142 30 0,0300 0,0007999 5 0,0050 0,0000222 40 0,0400 0,0014220 Silte 6 0,0060 0,0000320 Areia 50 0,0500 0,0022219 7 0,0070 0,0000435 60 0,0600 0,0031995 8 0,0080 0,0000569 67 0,0670 0,0040000 9 0,0090 0,0000720 80 0,0800 0,0056880 10 0,0100 0,0000889 100 0,1000 0,0088874 Windows 8 Realce NOTAS DE AULA – MECÂNICA DOS SOLOS MECÂNICA DOS SOLOS – Prof. MSc. Benício Lacerda 15 Exemplo 2 – Calcule o tempo necessário de sedimentação que uma argila em suspensão de diâmetro de 0,0020 mm demora a percorrer um tubo de ensaio de 10 cm de altura. Sabendo que V = h/t e considerando a argila de 0,0020 mm, temos que a velocidade de sedimentação é igual a v = 0,0000036 m /s. Assim, o tempo necessário para que a argila em suspensão percorra o tubo de 10 cm de altura é igual a: t h V entse =.dim → .dim entseV h t = → ( ) ⋅ ⋅ = s m m t 0000036,0 1,0 → =t 27777,77 s ou =t 7,72 horas Conclusão, à medida que os grãos vão sedimentando, a argila, com diâmetro de 0,002 mm, leva para percorrer um tubo de ensaio com altura de 10 cm, o tempo aproximado de 7 horas e 43 minutos. Verificação se atende o número de Reynolds: µ ρ DV N entseR ⋅⋅ = .dim → 00101,0 1000 002,0 0000036,02,998 ⋅⋅ =RN → =RN 7,11 ×10 -6 < 1 OK! Para efeito de comparação, a areia fina do exemplo 1 levaria: ( ) ⋅ ⋅ = s m m t 0088874,0 1,0 → =t 11,25 segundos para sedimentar no fundo do tubo. Cálculo da velocidade de sedimentação para número de Reynolds > 1 Quando o número de Reynolds for maior que 1, haverá uma resistência no fluido que diminuirá a velocidade de sedimentação das partículas. Então a velocidade de sedimentação será um pouco menor e para resolver o problema precisamos fazer por tentativas a resolução de três equações: µ ρ DV N entseR ⋅⋅ = .dim → RN = Número de Reynolds (adimensional) ( ) 34,05,0 324 +⋅ += RR D NN C → DC = Coeficiente de Resistência (adimensional) (1.4) ( ) wD ws entse C Dg V γ γγ ⋅⋅ −⋅⋅⋅ = 3 4 .dim → .dimentseV = Velocidade de sedimentação dos grãos (m/s) Sendo g = aceleração da gravidade de valor 9,81 m/s2 (1.5) NOTAS DE AULA – MECÂNICA DOS SOLOS MECÂNICA DOS SOLOS – Prof. MSc. Benício Lacerda 16 Procedimento de cálculo: Por tentativas entramos com o valor da velocidade de sedimentação, calculamos o número de Reynolds (Figura 1.10), depois CD e novamente achamos o novo valor de Vsediment. que contém o valor do coeficiente de resistência CD. Chegaremos até um ponto em que os valores estimados e calculados são praticamente iguais. Isto pode ser feito numa planilha eletrônica Excel. Na prática até partícula com diâmetro 0,10 mm é usada a Lei de Stokes e para partículas acima daquele diâmetro é usado o coeficiente de resistência com a resolução das três equações. Figura 1.10 – Fluxo conforme número de Reynolds a) Número de Reynolds < 1 b) Número de Reynolds entre 10 a 100 Para partículas com número de Reynolds menor que 1 o fluxo entre elas é praticamente uniforme, já entre 10 e 100, verifica-se a separação entre as partículas. Exemplo 3 - Calcular a velocidade de sedimentação Vsedimentação para diâmetro de partícula D = 0,125 mm (Areia fina) imerso em água a 20 ºC. Aplica-se a seguinte equação: 2 .dim 88743,0 DV entse ⋅= → 2 .dim 125,088743,0 ⋅=entseV → =.dim entseV 0,013866 m/s Verificação se atende o número de Reynolds: µ ρ DV N entseR ⋅⋅ = .dim → 00101,0 1000 125,0 013866,02,998 ⋅⋅ =RN → =RN 1,713 < 1 Não OK! Cálculo do Coeficiente de Resistência CD – 1ª Iteração ( ) 34,05,0 324 +⋅ += RR D NN C → ( ) 34,05,0713,1 3 713,1 24 +⋅ +=DC → =DC 16,5178 Cálculo da Velocidade de Sedimentação – 1ª Iteração ( ) wD ws entse C Dg V γ γγ ⋅⋅ −⋅⋅⋅ = 3 4 .dim → ( ) 34,97923 34,9792701,2594981,94 .dim ⋅⋅ −⋅⋅⋅ = D entse C D V → D entse C D V ⋅ ⋅ = 02,29377 845,634014 .dim → D entse C D V ⋅ = 581999,21 .dim → D entse C D V ⋅= 6456,4.dim → NOTAS DE AULA – MECÂNICA DOS SOLOS MECÂNICA DOS SOLOS – Prof. MSc. Benício Lacerda 17 5178,16 1000 125,0 6456,4.dim ⋅=entseV → =.dim entseV 1,27797×10 -2 m/s ou =.dim entseV 0,012779 m/s Verificação donúmero de Reynolds – 2ª Iteração: µ ρ DV N entseR ⋅⋅ = .dim → 00101,0 1000 125,0 012779,02,998 ⋅⋅ =RN → =RN 1,578 Cálculo do Coeficiente de Resistência CD – 2ª Iteração ( ) 34,05,0 324 +⋅ += RR D NN C → ( ) 34,05,0578,1 3 578,1 24 +⋅ +=DC → =DC 17,8663 Cálculo da Velocidade de Sedimentação – 2ª Iteração D entse C D V ⋅= 6456,4.dim → 8663,17 1000 125,0 6456,4.dim ⋅=entseV → =.dim entseV 1,22879×10 -2 m/s ou =.dim entseV 0,0122879 m/s Verificação do número de Reynolds – 3ª Iteração: µ ρ DV N entseR ⋅⋅ = .dim → 00101,0 1000 125,0 0122879,02,998 ⋅⋅ =RN → =RN 1,518 Cálculo do Coeficiente de Resistência CD – 3ª Iteração ( ) 34,05,0 324 +⋅ += RR D NN C → ( ) 34,05,0518,1 3 518,1 24 +⋅ +=DC → =DC 18,5400 Cálculo da Velocidade de Sedimentação – 3ª Iteração D entse C D V ⋅= 6456,4.dim → 5400,18 1000 125,0 6456,4.dim ⋅=entseV → =.dim entseV 1,20626×10 -2 m/s ou =.dim entseV 0,0120626 m/s Verificação do número de Reynolds – 4ª Iteração: NOTAS DE AULA – MECÂNICA DOS SOLOS MECÂNICA DOS SOLOS – Prof. MSc. Benício Lacerda 18 µ ρ DV N entseR ⋅⋅ = .dim → 00101,0 1000 125,0 0120626,02,998 ⋅⋅ =RN → =RN 1,490 Cálculo do Coeficiente de Resistência CD – 4ª Iteração ( ) 34,05,0 324 +⋅ += RR D NN C → ( ) 34,05,0490,1 3 490,1 24 +⋅ +=DC → =DC 18,8723 Cálculo da Velocidade de Sedimentação – 4ª Iteração D entse C D V ⋅= 6456,4.dim → 8723,18 1000 125,0 6456,4.dim ⋅=entseV → =.dim entseV 1,1956×10 -2 m/s ou =.dim entseV 0,011956 m/s Verificação do número de Reynolds – 5ª Iteração: µ ρ DV N entseR ⋅⋅ = .dim → 00101,0 1000 125,0 011956,02,998 ⋅⋅ =RN → =RN 1,477 Cálculo do Coeficiente de Resistência CD – 5ª Iteração ( ) 34,05,0 324 +⋅ += RR D NN C → ( ) 34,05,0477,1 3 477,1 24 +⋅ +=DC → =DC 19,0307 Cálculo da Velocidade de Sedimentação – 5ª Iteração D entse C D V ⋅= 6456,4.dim → 0307,19 1000 125,0 6456,4.dim ⋅=entseV → =.dim entseV 1,1906×10 -2 m/s ou =.dim entseV 0,011906 m/s Verificação do número de Reynolds – 6ª Iteração: µ ρ DV N entseR ⋅⋅ = .dim → 00101,0 1000 125,0 011906,02,998 ⋅⋅ =RN → =RN 1,470 Cálculo do Coeficiente de Resistência CD – 6ª Iteração NOTAS DE AULA – MECÂNICA DOS SOLOS MECÂNICA DOS SOLOS – Prof. MSc. Benício Lacerda 19 ( ) 34,05,0 324 +⋅ += RR D NN C → ( ) 34,05,0470,1 3 470,1 24 +⋅ +=DC → =DC 19,1172 Cálculo da Velocidade de Sedimentação – 6ª Iteração D entse C D V ⋅= 6456,4.dim → 1172,19 1000 125,0 6456,4.dim ⋅=entseV → =.dim entseV 1,1879×10 -2 m/s ou =.dim entseV 0,011879 m/s Verificação do número de Reynolds – 7ª Iteração: µ ρ DV N entseR ⋅⋅ = .dim → 00101,0 1000 125,0 011879,02,998 ⋅⋅ =RN → =RN 1,467 Cálculo do Coeficiente de Resistência CD – 7ª Iteração ( ) 34,05,0 324 +⋅ += RR D NN C → ( ) 34,05,0467,1 3 467,1 24 +⋅ +=DC → =DC 19,1545 Cálculo da Velocidade de Sedimentação – 7ª Iteração D entse C D V ⋅= 6456,4.dim → 1545,19 1000 125,0 6456,4.dim ⋅=entseV → =.dim entseV 1,1867×10 -2 m/s ou =.dim entseV 0,011867 m/s Verificação do número de Reynolds – 8ª Iteração: µ ρ DV N entseR ⋅⋅ = .dim → 00101,0 1000 125,0 011867,02,998 ⋅⋅ =RN → =RN 1,466 Cálculo do Coeficiente de Resistência CD – 8ª Iteração ( ) 34,05,0 324 +⋅ += RR D NN C → ( ) 34,05,0466,1 3 466,1 24 +⋅ +=DC → =DC 19,1669 Cálculo da Velocidade de Sedimentação – 8ª Iteração NOTAS DE AULA – MECÂNICA DOS SOLOS MECÂNICA DOS SOLOS – Prof. MSc. Benício Lacerda 20 D entse C D V ⋅= 6456,4.dim → 1669,19 1000 125,0 6456,4.dim ⋅=entseV → =.dim entseV 1,1863×10 -2 m/s ou =.dim entseV 0,011863 m/s Verificação do número de Reynolds – 9ª Iteração: µ ρ DV N entseR ⋅⋅ = .dim → 00101,0 1000 125,0 011863,02,998 ⋅⋅ =RN → =RN 1,465 Cálculo do Coeficiente de Resistência CD – 9ª Iteração ( ) 34,05,0 324 +⋅ += RR D NN C → ( ) 34,05,0465,1 3 465,1 24 +⋅ +=DC → =DC 19,1794 Cálculo da Velocidade de Sedimentação – 9ª Iteração D entse C D V ⋅= 6456,4.dim → 1794,19 1000 125,0 6456,4.dim ⋅=entseV → =.dim entseV 1,1860×10 -2 m/s ou =.dim entseV 0,011860 m/s Resumindo: Iteração D (mm) Reynolds - NR CD Vsedimentação (m/s) Diferença Diferença % 1ª 0,125 1,713 16,5178 0,012779 - - 2ª 0,125 1,578 17,8663 0,0122879 0,000491 0,0491 3ª 0,125 1,518 18,5400 0,0120626 0,0002253 0,02253 4ª 0,125 1,409 18,8723 0,011956 0,0001066 0,01066 5ª 0,125 1,477 19,0307 0,011906 0,00005 0,005 6ª 0,125 1,470 19,1172 0,011879 0,000027 0,0027 7ª 0,125 1,467 19,1545 0,011867 0,000012 0,0012 8ª 0,125 1,466 19,1669 0,011863 0,000004 0,0004 9ª 0,125 1,465 19,1794 0,011860 0,000003 0,0003 Ensaio de Sedimentação Na realização de análises de tamanho de partículas, a amostra de solo (com matéria orgânica removida) é suspensa em água, agitada vigorosamente e, em seguida, deixada em repouso. Um densímetro modelo C-1017 pode indicar a massa das partículas remanescentes em suspensão após diferentes tempos de sedimentação (quanto mais solo em suspensão, mais flutua). A Lei de Stokes é usada para calcular o menor diâmetro efetivo das partículas ainda em suspensão nesses tempos. As camadas de areia e silte que decantaram depois de 7 horas. Windows 8 Realce NOTAS DE AULA – MECÂNICA DOS SOLOS MECÂNICA DOS SOLOS – Prof. MSc. Benício Lacerda 21 O diâmetro das partículas do solo no ensaio de sedimentação pode ser calculada pela expressão especificada na ABNT NBR 7181:1984. t h D ws ⋅ − ⋅ = γγ µ18 (1.6) Onde: D = Diâmetro máximo das partículas; µ = Viscosidade do meio dispersor, à temperatura do ensaio em g × s/cm²; H = altura de queda das partículas, com resolução de 0,1 cm; wγ = densidade da água no valor de 1,00 g/cm³; Sγ = Massa específica dos grãos do solo em g/cm³. t = tempo de sedimentação em segundos. Sabendo que a viscosidade dinâmica da água a 20º C é igual a 0,00101 N·s /m2 que em g × s/cm² é igual a: 1 kgf = 10 N e 1 m² = 10000 cm² temos ( ) ( )²1000010 00101,0 cm skgf ⋅ =µ → ( ) ( )² 0000000101,0 cm skgf ⋅ =µ , como 1 kgf ≈ 1000 g logo ( ) ( )² 10000000000101,0 cm sg ⋅ ×=µ ( ) ( )² 0000101,0 cm sg ⋅ =µ Exemplo 4 - Calcular o diâmetro da partícula que apresentou um tempo de sedimentação igual a 3 h e 32 minutos ao percorrer uma proveta de ensaio com altura de 10 cm. Em seguida classifique o solo formado por essas partículas. Adotar como viscosidade dinâmica da água a temperatura do ensaio o valor de: ( ) ( )² 0000101,0 cm sg ⋅ =µ e γs= peso específico da partícula do sólido (quartzo) = 25949,701N/m3 Solução: Transformando o peso específico do sólido em g/cm³: ( ) ( )3701,25949 m N s =γ → ( ) ( )321010 701,25949 cm kgf s =γ → ( ) ( )3710 701,25949 cm kgf s =γ → ( ) ( )373 10 10701,25949 cm g s ⋅ =γ → ( ) ( )37 3 10 10701,25949 cm g s ⋅ =γ → ( ) ( )3 594,2 cm g s =γ NOTAS DE AULA – MECÂNICA DOS SOLOS MECÂNICA DOS SOLOS – Prof. MSc. Benício Lacerda 22 Transformando o tempo de sedimentação em segundos: t = 3×60min×60segundos + 30min×60segundos → t =10800 + 1800 → t =12600 s Aplicando a equação para o cálculo do diâmetro da partícula: t h D ws ⋅ − ⋅ = γγ µ18 → 12600 10 00,1594,2 0000101,018 ⋅ − ⋅ =D → =D 3,0086 × 10-4 cm → =D 0,0030086 mm. Esse resultado demonstra que a partícula é uma argila. Após a deposição das várias camadas (Figura 1.11) de sedimentação, torna possível classificar o solo segundo a sua granulometria por partículas finas. Figura 1.11 – Classificação do solo por ensaio de sedimentação 1.3.2 – Índices de consistência (Limites de Atterberg) Só a distribuição granulométrica não caracteriza bem o comportamento dos solos sob o ponto de vista da engenharia. A fração fina dos solos tem uma importância muito grande neste comportamento. Quanto menores as partículas, maior a superfície específica (superfície das partículas dividida por seu peso ou por seu volume). Um cubo com 1 cm de aresta tem 6 cm² de área e volume de 1 cm³. Um conjunto de cubos com 0,05 mm (siltes) apresentam 125 cm² por cm³ de volume. Já certos tipos de argilas chegam a apresentar 300 m² de área por cm³ (1 cm³ é suficiente para cobrir uma sala de aula!). Chama-se superfície específica a soma das áreas das superfícies de todos os grãos contidos em um volume unitário. Dessa afirmativa, conclui-se que quanto menores forme os grãos necessários para uma determinada massa de agregados, maiores serão a quantidade e também a superfície específica deles. A superfície específica pode ser calculada por: m A S SS = (1.7) Com SS sendo a área da superfície específica em cm2/g, por exemplo; NOTAS DE AULA – MECÂNICA DOS SOLOS MECÂNICA DOS SOLOS – Prof. MSc. Benício Lacerda 23 AS = área da superfície da partícula (cm²); m = massa da partícula (g) Exemplo 5: Calcular a superfície específica de um solo que apresenta massa específica ρ = 2,65 g/cm3. Considerando um cubo com aresta de 1 cm, a área total desse cubo é igual a: 6 lados×1×1 = 6 cm2, esse valor é a área AS. Sabendo que a massa M é calculada por V m =ρ → Vm ⋅= ρ logo V A S SS ⋅ = ρ → ( ) ( ) ( )³1/65,2 6 3 2 cmcmg cm SS ⋅⋅⋅ ⋅ = → =SS 2,26415 cm²/g ou =SS 2,26415 × 10 -4 m²/g Agora quebrando esse mesmo cubo para que as arestas fiquem iguais a 0,1 cm, a sua área total será igual a 6 lados×0,1×0,1 = 0,06 cm2 com volume V do cubo igual a 0,13 cm³ ,a sua superfície específica é igual a: ( ) ( ) ( )³001,0/65,2 06,0 3 2 cmcmg cm SS ⋅⋅⋅ ⋅ = → =SS 22,6415 cm²/g ou =SS 22,6415 × 10 -4 m²/g Vamos voltar a seccionar as arestas do cubo das partículas para tamanhos de 0,0001 cm. A sua área total será igual a 6 lados×0,0001×0,0001 = 6 ×10-8 cm2 com volume V do cubo igual a 0,00013 cm³ ,a sua superfície específica é igual a: ( ) ( ) ( )³101/65,2 106 123 28 cmcmg cm SS ⋅⋅⋅⋅ ⋅⋅ = − − → =SS 22641,5 cm²/g ou =SS 2,264 m²/g Quanto maior for a sua superfície específica (relação entre a superfície de um corpo e sua massa). A água adere à superfície de cada partícula, por forças de natureza eletrostática. Estima-se que cerca de 4 % do solo sejam compostos de matéria orgânica, 46 % de matéria mineral, 25 % de ar e 25 % de água (Figura 1.12). Figura 1.12 – Composição do solo em porcentagem NOTAS DE AULA – MECÂNICA DOS SOLOS MECÂNICA DOS SOLOS – Prof. MSc. Benício Lacerda 24 O comportamento de partículas com superfícies específicas tão distintas perante a água é muito diferenciado. Por outro lado, as partículas de minerais-argila diferem acentuadamente pela estrutura mineralógica. Desta forma, para a mesma porcentagem de fração argila, o solo pode ter comportamento muito diferente, dependendo das características dos minerais presentes. Todos estes fatores interferem no comportamento do solo, mas o estudo dos minerais-argila é muito complexo. À procura de uma forma mais prática de identificar a influência das partículas argilosas, a engenharia a substituiu por uma análise indireta, baseada no comportamento do solo na presença de água. Generalizou-se, para isto, o emprego de ensaios e índices propostos pelo engenheiro químico Atterberg, pesquisador do comportamento dos solos sob o aspecto agronômico, adaptados e padronizados pelo professor de Mecânica dos Solos, Arthur Casagrande. Os limites se baseiam na constatação de que um solo argiloso ocorre com aspectos bem distintos conforme o seu teor de umidade. Quando muito úmido, ele se comporta como um líquido; quando perde parte de sua água, fica plástico; e quando mais seco, torna-se quebradiço. Este fato é bem ilustrado pelo comportamento do mineral transportado e depositado por rio ou córrego que transborda invadindo as ruas da cidade. Logo que o rio retorna ao seu leito, o barro resultante se comporta como um líquido: quando um automóvel passa, o barro é espirrado lateralmente. No dia seguinte, tendo evaporado parte da água, os veículos deixam moldado o desenho de seus pneus no material plástico em que se transformou o barro. Secando um pouco mais, os pneus dos veículos já não penetram no solo depositado, mas sua passagem provoca o desprendimento de pó. Figura 1.13 – Mudanças de estado do solo Fonte: Sousa Pinto (2006) Os teores de umidade correspondentes às mudanças de estado, como se mostra na Figura 1.13, são definidos como: Limite de Liquidez (LL) e limite de Plasticidade (LP) dos solos. A diferença entre estes dois limites, que indica a faixa de valores em que o solo se apresenta plástico, é definida como o índice de Plasticidade (IP) do solo. Em condições normais, só são apresentados os valores do LL e do IP como índices de consistência dos solos. O LP só é empregado para a determinação do IP. O Limite de Liquidez é definido como o teor de umidade do solo com o qual uma ranhura nele feita requer 25 golpes para se fechar numa concha, como ilustrada na Figura 1.14.Diversas tentativas são realizadas, com o solo em diferentes umidades, anotando-se o número de golpes Figura 1.14 – Esquema Aparelho Casagrande para Fonte: Sousa Pinto (2006) Windows 8 Realce Windows 8 Realce Windows 8 Realce Windows 8 Realce NOTAS DE AULA – MECÂNICA DOS SOLOS MECÂNICA DOS SOLOS – Prof. MSc. Benício Lacerda 25 para fechar a ranhura, obtendo-se o limite pela interpolação dos resultados. O procedimento de ensaio é padronizado no Brasil pela ABNT (Método NBR 6459). O Limite de Plasticidade é definido como o menor teor de umidade com o qual se consegue moldar um cilindro com 3 mm de diâmetro, rolando-se o solo com a palma da mão. O procedimento é padronizado no Brasil pelo Método NBR 7180. Deve ser notado que a passagem de um estado para outro ocorre de forma gradual, com a variação da umidade. O índice de plasticidade é a diferença entre o limite de plasticidade LP e o limite de liquidez LL, ou seja: IP = LL – LP (1.8) Na Tabela 3, são apresentados resultados típicos de algunssolos brasileiros. Tabela 3 - Índices de Atterberg de alguns solos brasileiros 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 Fonte: Sousa Pinto (2006) Emprego dos índices de consistência Os índices de consistência têm se mostrado muito úteis para a identificação dos solos e suas classificações. Desta forma, com o seu conhecimento, pode-se prever muito do comportamento do solo, sob o ponto de vista da engenharia, com base em experiência anterior. Uma primeira correlação foi apresentada por Terzaghi, resultante de observação de que os solos são tanto mais compressíveis (sujeitos a recalques) quanto maior for o seu LL. Tendo-se a compressibilidade expressa pelo índice de compressão (Cc), estabeleceu- se a seguinte correlação: ( )10009,0 −⋅= LLCC (1.9) 1.4 – Exercícios Ex. 1.4.1 – Na determinação do Limite de Liquidez de um solo, de acordo com o Método Brasileiro NBR 6459, foram feitas cinco determinações do número de golpes para que a NOTAS DE AULA – MECÂNICA DOS SOLOS MECÂNICA DOS SOLOS – Prof. MSc. Benício Lacerda 26 ranhura se feche, com teores de umidade crescentes, tendo-se obtido os resultados apresentados a seguir. Qual o Limite de Liquidez deste solo: Tentativa Umidade Nº de golpes 1 51,3 36 2 52,8 29 3 54,5 22 4 55,5 19 5 56,7 16 Com a mesma amostra, foram feitas quatro determinações do limite de plasticidade, de acordo com o Método Brasileiro NBR 7180, tendo-se obtido as seguintes umidades quando o cilindro com diâmetro de 3 mm se fragmentava ao ser moldado: 22,3 %, 24,2 %, 21,9 % e 22,5 %. Qual o Limite de Plasticidade desse solo? Qual o índice de Plasticidade? Solução: Os teores de umidade são representados em função do número de golpes para o fechamento das ranhuras, este em escala logarítmica. Os resultados, assim representados, ajustam-se bem a uma reta. Traçada essa retal, o Limite de Liquidez é obtido, sendo definido como a umidade correspondente a 25 golpes. No exemplo apresentado, isto ocorre para uma umidade de 53,7 %. Não se justifica muita precisão, razão pela qual o valor registrado como resultado do ensaio é arredondado: LL = 54 %. A média das quatro determinações do limite de plasticidade é (22,3 + 24,2 + 21,8 + 22,5)/4 = 22,7. Como o resultado 24,2 se afasta da média mais do que 5 % de seu valor, esse valor é desconsiderado. A média dos três restantes (22,3 + 21,8 + 22,5)/3 = 22,2 é adotada como o resultado do ensaio, pois todos os três não diferem da nova média mais do que 5 % da média. Assim, o limite de plasticidade é igual a LP = 22%. O índice de plasticidade é: IP = LL – LP → IP = 54 – 22 = 32 % Ex. 1.4.2 – Considerando os índices de Atterberg médios da Tabela 3, estime qual das argilas, a argila orgânica das baixadas litorâneas ou a argila orgânica das várzeas NOTAS DE AULA – MECÂNICA DOS SOLOS MECÂNICA DOS SOLOS – Prof. MSc. Benício Lacerda 27 quaternárias dos rios, deve ser mais compressiva, ou seja, apresentar maior recalque para o mesmo carregamento. Solução: Ensaios têm mostrado que quanto maior o Limite de Liquidez mais compressível é o solo. Pode-se prever, portanto, que as argilas das baixadas litorâneas, com LL da ordem de 120, são bem mais compressíveis que as das várzeas ribeirinhas, com LL em torno de 70. De acordo com a expressão empírica proposta por Terzaghi, pode-se estimar que o índice de compressão é de: Argilas Marinhas ( )10120009,0 −⋅=CC → =CC 0,99 Argilas Orgânicas ( )1070009,0 −⋅=CC → =CC 0,54 Ex. 1.4.3 – Para se fazer a análise granulométrica de um solo, tomou-se uma amostra de 53,25 g com umidade de 12,6 %. A massa específica dos grãos do solo era de ρ = 2,67 g/cm³. A amostra foi colocada numa proveta com capacidade de um litro (V = 1.000 cm³), preenchida com água. Admita-se, neste exercício, que a água é pura e que sua densidade é de 1,0 g/cm³. Ao se uniformizar a suspensão (instante inicial da sedimentação), qual deve ser a massa específica da suspensão? E qual seria a leitura do densímetro nele colocado? Solução: Sabendo que a umidade h de uma partícula do solo é calculada por: s su m mm h − = , com mu = massa úmida e ms = massa seca. O exercício forneceu a umidade de 12,6 % e a massa úmida de 53,25 g. A massa efetivamente do solo corresponde aquela com umidade de 0 %, ou seja massa seca, logo: s s m m− = 25,53 100 6,12 → ss mm −=⋅ 25,53126,0 → 25,53126,0 =+⋅ ss mm → 25,53126,1 =⋅ sm → 126,1 25,53 =sm → =sm 47,29 g O volume ocupado por esta massa é de: s s s m V ρ = → 67,2 29,47 =sV → =sV 17,711 cm³ O volume ocupado pela água é: 71,17000.1 −=wV → =wV 982,29 cm³ NOTAS DE AULA – MECÂNICA DOS SOLOS MECÂNICA DOS SOLOS – Prof. MSc. Benício Lacerda 28 A massa de água é: www Vm ⋅= ρ → 29,9821⋅=wM → =wM 982,29 g A massa específica em suspensão corresponde a: ws ws susp VV mm + + =.ρ → 000.1 29,98229,47 . + =suspρ → =.suspρ 1,02958 g/cm³ Ex. 1.4.4 – No ensaio de sedimentação, o densímetro acusava partículas há uma profundidade de 18,5 cm. Qual o maior tamanho de partícula que ainda ocorria nessa profundidade? Considerar que o ensaio tenha sido feito a uma temperatura de 20ºC, para a qual a viscosidade da água é de 10,29 × 10-6 g·s/cm². A massa específica dos grãos do solo era de ρ = 2,67 g/cm³. Classifique a partícula em suspensão. Solução: O tamanho da partícula que se encontrava na superfície e que, após 15 minutos, se encontrava na profundidade de 18,5 cm pode ser determinada pela Lei de Stokes. Partículas com maior diâmetro teriam caído com maior velocidade e já não estariam nesta profundidade. Partículas menores, certamente, ainda se encontram na posição analisada. Aplicando-se a Lei de Stokes: 2 .dim 18 DV wsentse ⋅⋅ − = µ γγ , sabendo que a velocidade das partículas é medida pela razão entre a altura h e seu respectivo intervalo de tempo. Logo: Isolando D da equação temos: t h D ws ⋅ − ⋅ = γγ µ18 → 6015 5,18 00,167,2 1029,1018 6 × ⋅ − ×⋅ = − D → =D 0,00150 cm → =D 0,015 mm Logo trata-se de uma areia fina. NOTAS DE AULA – MECÂNICA DOS SOLOS MECÂNICA DOS SOLOS – Prof. MSc. Benício Lacerda 29 CAPÍTULO 2 – O ESTADO DO SOLO 2.1 – ÍNDICES FÍSICOS ENTRE AS TRÊS FASES Num solo, só parte do volume total é ocupada pelas partículas sólidas, que se acomodam formando uma estrutura. O volume restante costuma ser chamado de vazios, embora esteja ocupado por água ou ar. Deve-se reconhecer, portanto, que o solo é constituído de três fases: partículas sólidas, água e ar. O comportamento de um solo depende da quantidaderelativa de cada uma da três fases (sólido, água e ar). Diversas relações são empregadas para expressar as proporções entre elas. Na Figura 2.1 (a), estão representadas, simplificadamente, as três fases que normalmente ocorrem nos solos, ainda que, em alguns casos, todos os vazios possam estar ocupados pela água. Na Figura 2.1 (b), as três fases estão separadas proporcionalmente aos volumes que ocupam, facilitando a definição e a determinação das relações entre elas. Os volumes de cada fase são apresentados à esquerda e os pesos à direita. Figura 2.1 – As fase do solo Fonte: Sousa Pinto (2006) Em princípio, as quantidades de água e ar podem variar. A evaporação pode fazer diminuir a quantidade de água, substituindo-a por ar, e a compressão do solo pode provocar a saída de água e ar, reduzindo o volume de vazios. O solo, no que se refere às partículas que o constituem, permanece o mesmo, mas seu estado se altera. As diversas propriedades do solo dependem do estado em que se encontra. Quando diminui o volume de vazios, por exemplo, a resistência aumenta. Para identificar o estado do solo, empregam-se índices que correlacionam os pesos e os volumes das três fases. Estes índices são os seguintes: Umidade – Relação entre o peso da água e o peso dos sólidos. É expresso pela letra h. Para sua determinação, pesa-se o solo no seu estado natural, seca-se em estufa a 105°C até constância e peso e pesa-se novamente. Tendo-se o peso das duas fases, a NOTAS DE AULA – MECÂNICA DOS SOLOS MECÂNICA DOS SOLOS – Prof. MSc. Benício Lacerda 30 umidade é calculada. É a operação mais frequente em um laboratório de solos. Os teores de umidade dependem do tipo de solo e situam-se geralmente entre 10 e 40 %, podendo ocorrer valores muito baixos (solos secos) ou muito altos (150% ou mais). 100× − = s sh m mm h (2.1) Com mh sendo a massa do solo com umidade ambiente e ms a massa seca da amostra após secagem em estufa. Índice de vazios – Relação entre o volume de vazios (Vv) e o volume das partículas sólidas (Vs). É expresso pela letra e. Não pode ser determinado diretamente, mas é calculado a partir dos outros índices. Costuma se situar entre 0,5 e 1,5, mas argilas orgânicas podem ocorrer com índices de vazios superiores a 3 (volume de vazios, no caso com água, superior a 3 vezes o volume de partículas sólidas). s v V V e = (2.2) Porosidade – Relação entre o volume de vazios (Vv) e o total (VT). Indica a mesma coisa que o índice de vazios. É expresso pela letra n. Valores geralmente entre 30 e 70 %. 100×= T v V V n (2.3) Grau de saturação – Relação entre o volume de água (Va) e o volume de vazios (Vv). Expresso pela letra S. Não é determinado diretamente, mas calculado. Varia de zero (solo seco) a 100% (solo saturado). 100×= v a V V S (2.4) Peso específico dos sólidos (ou dos grãos) – É uma característica dos sólidos. Relação entre o peso das partículas sólidas (PS) e o volume das partículas sólidas (Vs). É expresso pelo símbolo γs. S S g V P =γ (2.5) Coloca-se um peso seco conhecido do solo (Ps) num picnômetro (Figura 2.2) e completa-se com água, determinando o peso total (Pp+Ps+Pa’). O peso do picnômetro NOTAS DE AULA – MECÂNICA DOS SOLOS MECÂNICA DOS SOLOS – Prof. MSc. Benício Lacerda 31 completado só com água (Pp+Pa), mais o peso do solo, menos o peso do picnômetro com solo e água, é o peso da água que foi substituído pelo solo. Deste peso, calcula-se o volume de água que foi substituído pelo solo e que é o volume do solo. Figura 2.2 – Volume do peso específico dos grãos Fonte: Sousa Pinto (2006) Volume do solo: ( ) ( ) ( )'aSPSaPS PPPPPPV ++−++= (2.6) Com o peso e o volume, tem-se o peso específico. ( ) ( ) ( )'aSPSaP S S PPPPPP P ++−++ =γ (2.7) O peso específico dos grãos dos solos varia pouco de solo para solo e, por si, não permite identificar o solo em questão, mas é necessário para cálculos de outros índices. Os valores situam-se em torno de 27 kN/m³, sendo este valor adotado quando não se dispõe do valor específico para o solo em estudo. Grãos de quartzo (areia) costumam apresentar pesos específicos de 26,5 kN/m³ e argilas, em virtude da deposição de sais de ferro, valores até 30 kN/m³. Peso específico da água – Embora varie um pouco com a temperatura, adota-se sempre como igual a 10 kN/m³, a não ser em certos procedimentos de laboratório. É expresso pelo símbolo γa. Peso específico aparente seco - Relação entre o peso dos sólidos seco (Ps) e o volume total (Vt). Corresponde ao peso específico que o solo teria se viesse a ficar seco, se isto pudesse ocorrer sem que houvesse variação de volume. Expresso pelo símbolo γs. Não é determinado diretamente em laboratório, mas calculado a partir do peso específico natural e da umidade. Situa-se entre 13 e 19 kN/m³ (4 a 5 kN/m³ no caso de argilas orgânicas moles). NOTAS DE AULA – MECÂNICA DOS SOLOS MECÂNICA DOS SOLOS – Prof. MSc. Benício Lacerda 32 t ecoS Seco V P =γ (2.8) Peso específico aparente saturado – Peso específico do solo se viesse a ficar saturado e se isto ocorresse sem variação de volume. É de pouca aplicação prática, servindo para a programação de ensaios ou a análise de depósitos de areia que possam vir a se saturar. Expresso pelo γsat, é da ordem de 20 kN/m³. Peso específico submerso – É o peso específico efetivo do solo quando submerso. Serve para cálculos de tensões efetivas. É igual ao peso específico natural menos o peso específico da água, portanto com valores da ordem de 10 kN/m³. É expresso pelo símbolo γsub. águanatSub γγγ −= .. (2.9) 2.2 – CÁLCULO DOS ÍNDICES DE ESTADO Dos índices vistos anteriormente, só três são determinados diretamente em laboratório: a umidade (h), o peso específico dos grãos (γg) e o peso específico natural (γnat). Um é adotado, o peso específico da água. Os outros são calculados a partir dos determinados. Algumas correlações resultam diretamente da definição dos índices: e e n + = 1 Porosidade ( ) e hg nat + +⋅ = 1 1 . γ γ Peso específico natural e e águag sat + ⋅+ = 1 . γγ γ Peso específico saturado h nat d + = 1 .γγ ou e g d + = 1 γ γ Peso específico aparente seco 1−= d ge γ γ Índice de vazios w g e h S γ γ ⋅ ⋅ = Grau de saturação 2.3 – ESTADO DAS AREIAS - COMPACIDADE O estado em que se encontra uma areia pode ser expresso pelo seu índice de vazios. Este dadoisolado, 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 NOTAS DE AULA – MECÂNICA DOS SOLOS MECÂNICA DOS SOLOS – Prof. MSc. Benício Lacerda 33 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. 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. Os valores são tanto maiores quanto mais angulares são os grãos e quanto mais mal graduadas as areias. Tabela 4 – Valores típicos de índices de vazios de 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 Fonte: Sousa Pinto (2006) 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: minmax max ee ee CR nat − − = (2.10) Quanto maior a CR, mais compacta é a areia. Terzaghi sugeriu a terminologia apresentada na Tabela 5. 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. Tabela 5 – Valores típicos de índices de vazios de areias Classificação CR Areia fofa abaixo de 0,33 Areia de compacidade média entre 0,33 e 0,66 Areia compacta acima de 0,66 Fonte: Sousa Pinto (2006) NOTAS DE AULA – MECÂNICA DOS SOLOS MECÂNICA DOS SOLOS – Prof. MSc. Benício Lacerda 34 2.4 – ESTADO DAS ARGILAS – 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 pela resistência que ela apresenta. A consistência das argilas pode ser quantificada por meio de um ensaio de compressão simples, que consiste na ruptura por compressão de um corpo de prova de argila, geralmente cilíndrico. A carga que leva o corpo de prova à ruptura, dividida pela área deste corpo é denominada resistência à compressão simples da argila (a expressão simples expressa que o corpo de prova não é confinado, procedimento muito empregado em Mecânica dos Solos). Em função da resistência à compressão simples, a consistência das argilas é expressa pelos termos apresentados na Tabela 6. Tabela 6 – Consistência em função da resistência à compressão Consistência Resistência, em kPa Muito mole < 25 Mole 25 a 50 Média 50 a 100 Rija 100 a 200 Muito Rija 200 a 400 Dura > 400 Fonte: Sousa Pinto (2006) 2.5 – PROSPECÇÃO DO SUBSOLO Para os projetos de engenharia, deve ser feito um reconhecimento dos solos envolvidos para sua identificação, avaliação de seu estado e, eventualmente, para amostragem visando a realização de ensaios especiais. Amostragem em taludes, abertura de poços e perfurações no subsolo são os procedimentos empregados com este propósito. 2.5.1 – Objetivos da prospecção do subsolo a) Determinação da extensão, profundidade e espessura das camadas do subsolo até uma determinada profundidade. Descrição do solo de cada camada, compacidade ou consistência, cor e outras características perceptíveis; b) Determinação da profundidade do nível do lençol freático, lençóis artesianos ou suspensos; c) Informações sobre a profundidade da superfície rochosa e sua classificação, estado de alteração e variações; d) Dados sobre propriedades mecânicas e hidráulicas dos solos ou rochas tais como: compressibilidade, resistência ao cisalhamento e permeabilidade. NOTAS DE AULA – MECÂNICA DOS SOLOS MECÂNICA DOS SOLOS – Prof. MSc. Benício Lacerda 35 2.5.2 – Classificação dos métodos de investigação geotécnica MÉTODOS DIRETOS: permitem a observação direta do subsolo ou através de amostras coletadas ao longo de uma perfuração ou a medição direta de propriedades in situ: escavações, sondagens e ensaios de campo; MÉTODOS INDIRETOS: as propriedades geotécnicas dos solos são estimadas indiretamente pela observação a distância ou pela medida de outras grandezas do solo sensoriamento remoto e ensaios geofísicos. – Sensoriamento Remoto - Fotos aéreas, técnicas de fotointerpretação: tonalidade e textura das imagens; - Tipos litológicos e solos; formas de relevo; - Susceptibilidade a erosão e escorregamentos, etc...; MÉTODOS DIRETOS: – Poços, trincheiras e galerias de inspeção Escavações manuais ou por meio de escavadeiras com o objetivo de expor e permitir a direta observação visual do subsolo, com a possibilidade de coleta de amostras indeformadas. • Poços → escavação vertical de seção circular ou quadrada, com dimensões mínimas para permitir acesso de observador, para descrição das camadas de solos e rochas e coleta de amostras (Figura 2.3). A abertura em rochas é feita com furos de martelete ou explosivos; • Trincheiras → com menor profundidade em relação aos poços permitem uma seção contínua horizontal; • Galerias → seções horizontais em subsuperfície. Limitadas a rochas ou solos muito consistentes. Normatização: NBR 9604:1986 - Abertura de poço trincheira de inspeção em solo, com retirada de amostras deformadas e indeformadas. Figura 2.3 – Prospecção o subsolo com abertura de poço NOTAS DE AULA – MECÂNICA DOS SOLOS MECÂNICA DOS SOLOS – Prof. MSc. Benício Lacerda 36 – Sondagens a trado Trado: concha metálica dupla ou espiral que ao perfurar o solo guarda em seu interior o material escavado (Figura 2.4). Processo simples rápido e econômico para investigações preliminares das camadas mais superficiais dos solos. Permite a obtenção de amostras deformadas ao longo da profundidade (de metro em metro). Muito empregado na prospecção de solos em obras rodoviárias, na determinação do nível d’água e na perfuração inicial de sondagens mecânicas. Figura 2.4 – Sondagem manual a trado Figura 2.5 – Manuseio sondagem à trado – Tem aplicação manual, por operadores que giram uma barra horizontal, acoplada
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