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Mecânica dos Solos I Benício

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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 
 
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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). 
 
 
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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 
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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. 
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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. 
 
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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 
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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. 
 
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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 
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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: 
 
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 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 
 
 
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 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 
 
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 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) 
 
 
 
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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 → 
 
 
 
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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: 
 
 
 
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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 
 
 
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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. 
 
 
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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) 
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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 
 
 
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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) 
 
 
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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 
 
 
 
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– 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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