Mecânica dos Solos I Aulas (1)

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A origem dos solos (PINTO, 2002; VARGAS, 1977; CAPUTO, 1980) 
 
Os solos originam-se da decomposição das rochas que constituíam inicialmente a 
crosta terrestre. A decomposição, também conhecida como intemperismo ou 
meteorização, é decorrente de agentes físicos (ou mecânicos) e químicos. Os agentes 
de decomposição, por sua vez, são conhecidos como intempéries. 
 
Variações de temperatura provocam trincas, nas quais a água penetra, atacando 
fisicamente e quimicamente os minerais das rochas. O congelamento da água nas 
trincas, entre outros fatores, exerce elevadas tensões, do que decorre maior 
fragmentação dos blocos. A presença de fauna e flora promove o ataque químico, 
através da hidratação, hidrólise, oxidação, lixiviação, troca de cátions, carbonatação, 
etc. 
 
O conjunto dos processos de intemperismo, 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, por exemplo, pelo tamanho e 
pela composição química. A maior ou menor concentração de cada tipo de partícula 
em um solo depende da composição química da rocha que lhe deu origem. O 
comportamento do solo, por sua vez, é função não apenas da rocha que lhe deu 
origem como também dos diferentes agentes de decomposição a que foi submetido 
(daí a importância de classificá-lo pela sua origem). 
 
Normalmente, os processos de intemperismo atuam simultaneamente. Em 
determinados locais e condições climáticas, um deles pode ter predominância sobre o 
outro. Em geral, os solos são classificados pelo último processo ocorrido, levando em 
conta os processos anteriores somente de forma secundária. 
 
Classificação dos solos pela sua origem (PINTO, 2002; VARGAS, 1977; MASSAD, 
2010) 
 
Solos residuais – são aqueles que permanecem no local em que se formaram, 
anteriormente ocupado pela rocha que lhe deu origem. Os solos residuais 
apresentam-se em horizontes com grau de intemperização decrescente com a 
profundidade, cujas transições são gradativas e, portanto, arbitrárias. Eventualmente, 
um ou outro horizonte pode estar ausente em um perfil de solo residual. Dentre os 
horizontes de solo residual, podem ser citados: 
2 
 
a) Solo residual maduro – solo com total decomposição da rocha matriz, o qual 
perdeu toda a estrutura original da rocha que lhe deu origem e se tornou 
relativamente homogêneo; 
b) Solo residual jovem (ou saprolito, ou solo saprolítico, ou, ainda, solo de 
alteração de rocha) – solo com estágio avançado de decomposição da rocha 
matriz, o qual mantém a estrutura original da rocha que lhe deu origem, 
inclusive descontinuidades, veios intrusivos, xistosidade e camadas, mas que 
perdeu a consistência da rocha. À vista, pode confundir-se com uma rocha 
alterada, porém apresenta pequena resistência ao manuseio. Pela tensão dos 
dedos, esboroa-se completamente; 
c) Rocha alterada – horizonte em que a alteração progrediu ao longo de fraturas 
ou zonas de menor resistência, deixando relativamente intactos grandes blocos 
da rocha original envoltos por solo de alteração de rocha. 
 
Solos transportados (ou solos sedimentares) – são aqueles que foram levados ao seu 
local atual por algum agente de transporte. As características dos solos transportados 
bem como sua classificação são função do agente transportador. Dentre os tipos de 
solos sedimentares, podem ser citados: 
 
a) Solos aluvionares (ou aluviões, ou, ainda, alúvios) – solos cujo agente 
transportador foi a água. Sua constituição depende da velocidade das águas 
no momento de sua deposição; 
b) Solos coluvionares (ou coluviões, ou, ainda, colúvios) – solos cujo agente 
transportador foi a gravidade. Quando o colúvio apresenta blocos de rocha 
inseridos em sua massa, passa a se chamar tálus. Ambos os solos 
correspondem a material escorregado de encostas que tende a se depositar no 
sopé das mesmas; 
c) Solos eólicos – solos cujo agente transportador foi o vento. O transporte eólico 
provoca o arredondamento das partículas sólidas, em virtude do atrito 
constante a que são submetidas; 
d) Drifts – solos cujo agente transportador foi uma ou mais geleiras. Estes solos 
são muito frequentes na Europa e nos Estados Unidos, porém de pouca 
ocorrência no Brasil. 
 
Solos orgânicos – são aqueles que contêm uma quantidade apreciável de matéria 
orgânica decorrente de decomposição de origem vegetal e/ou animal. Os solos 
orgânicos apresentam, em geral, as seguintes características: 
3 
 
 Coloração escura típica (geralmente marrom escuro, cinza escuro ou preto) e 
odor característico; 
 Granulometria fina, pois os solos grossos têm permeabilidade alta o suficiente 
para permitir a “lavagem” dos grãos, eximindo-os, assim, de matéria orgânica 
impregnada; 
 Elevada compressibilidade; 
 Baixa capacidade de suporte; 
 Condições favoráveis ao desenvolvimento de cobertura vegetal, a qual fornece 
ao solo proteção contra a erosão. 
 
Quando há uma significativa concentração de folhas, caules e troncos em processo 
incipiente de decomposição, o solo orgânico recebe a denominação de turfa. Este solo 
é extremamente deformável, apresenta baixa capacidade de suporte, porém é muito 
permeável. 
 
Solos lateríticos – são aqueles de granulometria arenosa ou argilosa, com sua fração 
argila constituída predominantemente de minerais cauliníticos, e que apresentam 
elevada concentração de ferro e alumínio na forma de óxidos e hidróxidos, donde sua 
peculiar coloração avermelhada. Os óxidos e hidróxidos de ferro e alumínio promovem 
uma cimentação nos contatos intergranulares, a qual, por sua vez, forma agregações 
de partículas sólidas, geralmente argilosas, e confere ao solo uma estrutura porosa. 
Os solos lateríticos são típicos de clima quente, com regime de chuvas moderadas a 
intensas, e apresentam-se, na natureza, geralmente superficiais, não saturados, com 
índice de vazios elevado (daí sua pequena capacidade de suporte). Quando 
devidamente compactados, entretanto, sua capacidade de suporte torna-se elevada, 
sendo, por isto, muito empregados em aterros compactados e em camadas de 
pavimentos. 
 
 
 
4 
 
Índices físicos (PINTO, 2002; CAPUTO, 1980) 
 
Nos solos, 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 seja ocupado por água e/ou ar. Deve-se reconhecer, portanto, que os 
solos são constituídos de três fases: sólida, líquida e gasosa. 
 
O comportamento de um solo depende da quantidade relativa de cada uma de suas 
três fases. Diversas relações são empregadas para expressar as proporções entre 
elas. Na figura 1a a seguir, estão representadas, simplificadamente, as três fases que 
normalmente ocorrem nos solos, ainda que, em alguns casos, todos os vazios possam 
estar completamente ocupados por água (não há solo seco na natureza; solos secos 
são obtidos apenas em laboratório). Na figura 1b, 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 estão apresentados à esquerda e 
os pesos, à direita. 
 
 
 
Figura 1 – As fases dos solos; (a) no estado natural, (b) separada em volume, (c) em função do 
volume de sólidos (adaptada de PINTO, 2002). 
 
Em princípio, as quantidades de água e ar podem variar. A evaporação diminui a 
quantidade de água, substituindo-a por ar, e a compressão do solo pode provocar a 
saída de água e/ou ar, reduzindo, assim, o volume de vazios. Neste caso, o solo, no 
que se refere às partículas sólidas que oconstituem, permanece o mesmo, mas seu 
estado se altera. As diversas propriedades do solo dependem do estado em que o 
mesmo se encontra. Por exemplo, quando o volume de vazios do solo é reduzido, sua 
resistência aumenta, porém sua compressibilidade e permeabilidade diminuem. 
 
t 
t 
5 
 
Para identificar o estado do solo, empregam-se índices que correlacionam os pesos e 
os volumes de suas três fases, conforme apresentado a seguir. 
 
1- Teor de umidade 
 
Define-se teor de umidade (ou, simplesmente, umidade) de um solo como sendo a 
razão entre o peso da água contida em um certo volume de solo e o peso dos sólidos 
existentes neste volume, expressa em porcentagem. A umidade é denotada pela letra 
“h” (ou “w”). 
 
h = 
s
w
P
P
 . 100 
 
onde: 
 
 Pw = peso de água; 
 Ps = peso dos sólidos. 
 
Os teores de umidade dependem do tipo de solo e situam-se geralmente entre 10,0 e 
40,0%, podendo ocorrer valores muito baixos (solos secos) ou muito altos (150,0% ou 
mais, como as argilas do México, que podem apresentar uma umidade da ordem de 
400,0%). 
 
O procedimento de ensaio para determinação do teor de umidade de solos é 
padronizado no Brasil pela NBR 6457 da ABNT. Cabe ressaltar, no entanto, que 
outros órgãos ou instituições podem apresentar seus próprios procedimentos de 
ensaio. Por exemplo, o DNIT – Departamento Nacional de Infraestrutura de 
Transportes – contém a norma DNER-ME 213/94 para determinação do teor de 
umidade de solos. Além disto, a umidade pode ser obtida por meio de outros ensaios, 
tais como o método do “Speedy” (DNER-ME 052/94), o método do álcool (DNER-ME 
088/94) e a estufa de raios infravermelhos. 
 
 
 
6 
 
2- Peso específico da água 
 
Razão entre o peso de água e o volume de água. É denotado pelo símbolo w. 
 
w = 
w
w
V
P
 
 
onde: 
 
 Pw = peso de água; 
 Vw = volume de água. 
 
Embora varie um pouco com a temperatura, adota-se, na prática, como sendo igual a 
10,0 kN/m³, a não ser em certos procedimentos de laboratório, quando deve ser 
considerada a temperatura de ensaio para determinação de seu valor. 
 
3- Peso específico dos sólidos (ou dos grãos) 
 
Razão entre o peso dos sólidos e o volume dos sólidos. É, portanto, uma característica 
dos sólidos. Denota-se pelo símbolo s. 
 
s = 
s
s
V
P
 
 
onde: 
 
 Ps = peso dos sólidos; 
 Vs = volume dos sólidos. 
 
O peso específico dos grãos varia pouco de solo para solo e, por si só, não permite 
identificar o solo em questão, mas é necessário para cálculos de outros índices. Os 
valores situam-se em torno de 27,0 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 lateríticas, em virtude da 
deposição de sais de ferro, valores de até 30,0 kN/m³. 
 
7 
 
Para determinação do peso específico dos sólidos, obtém-se, inicialmente, o peso de 
um picnômetro completado apenas com água e o peso de uma amostra de solo seco. 
Coloca-se a amostra de solo seco no picnômetro completado apenas com água. Por 
consequência, parte da água contida no picnômetro transborda. Obtém-se o peso do 
picnômetro com solo e água. O peso do picnômetro completado apenas com água, 
mais o peso do solo seco, menos o peso do picnômetro com solo e água, é o peso da 
água que foi substituída pelo solo seco. A partir deste peso, calcula-se o volume da 
água que foi substituída pelo solo seco. Este volume corresponde ao volume dos 
sólidos. Com base nos valores do peso dos sólidos e do volume dos sólidos, obtém-se 
o peso específico dos grãos (ver figura 2 a seguir). 
 
 
 
Figura 2 – Esquema do procedimento de ensaio para determinação do peso específico dos 
sólidos (PINTO, 2002). 
 
O procedimento de ensaio para determinação do peso específico dos sólidos é 
padronizado no Brasil pela NBR 6508 da ABNT (norma cancelada). Cabe ressaltar, no 
entanto, que outros órgãos ou instituições podem apresentar seus próprios 
procedimentos de ensaio. Por exemplo, o DNIT – Departamento Nacional de 
Infraestrutura de Transportes – contém a norma DNER-ME 093/94 para determinação 
do peso específico dos sólidos. 
 
4- Peso específico natural 
 
Razão entre o peso total do solo e o volume total do solo. É denotado pelo símbolo n. 
A expressão “peso específico natural” é, algumas vezes, substituída só por “peso 
específico” do solo. Tratando-se de compactação do solo, o peso específico natural é 
denominado peso específico úmido. 
 
8 
 
n = 
t
t
V
P
 
 
onde: 
 
 Pt = peso total do solo; 
 Vt = volume total do solo. 
 
O peso específico natural não varia muito entre os diferentes solos. Situa-se em torno 
de 17,0 a 20,0 kN/m³. Pode ser um pouco maior (21,0 kN/m³, por exemplo) ou, em 
casos especiais, como as argilas orgânicas moles, pode apresentar valores da ordem 
de 14,0 kN/m³. 
 
O procedimento de ensaio para determinação do peso específico natural de solos é 
padronizado no Brasil pela NBR 9813 ou NBR 7185 da ABNT. Cabe ressaltar, no 
entanto, que outros órgãos ou instituições podem apresentar seus próprios 
procedimentos de ensaio. Por exemplo, o DNIT – Departamento Nacional de 
Infraestrutura de Transportes – contém a norma DNER-ME 092/94 para determinação 
do peso específico natural de solos. 
 
5- Peso específico aparente seco 
 
Razão entre o peso dos sólidos e o volume total do solo. Corresponde ao peso 
específico que o solo teria se viesse a ficar seco, se isto pudesse ocorrer sem que 
houvesse variação de volume. É denotado pelo símbolo d. 
 
d = 
t
s
V
P
 
 
onde: 
 
 Ps = peso dos sólidos; 
 Vt = volume total do solo. 
 
9 
 
O peso específico aparente seco não pode ser determinado diretamente, mas é 
calculado a partir de outros índices. Situa-se geralmente na faixa de 13,0 a 19,0 kN/m³ 
(5,0 a 7,0 kN/m³, no caso de argilas orgânicas moles). 
 
Uma relação muito empregada na obtenção do peso específico aparente seco, obtida 
a partir da correlação da equação anterior com outros índices físicos, está 
apresentada a seguir. 
 
d = n . 
h 100
100

 
 
onde: 
 
 n = peso específico natural; 
 h = teor de umidade do solo in situ, em porcentagem. 
 
6- Peso específico aparente saturado 
 
Peso específico do solo se este viesse a ficar saturado e se isto pudesse ocorrer sem 
variação de volume. É denotado pelo símbolo sat. 
 
sat = 
t
sat
V
P
 
 
onde: 
 
 Psat = peso total do solo saturado; 
 Vt = volume total do solo. 
 
O peso específico aparente saturado não pode ser determinado diretamente, mas é 
calculado a partir de outros índices. Situa-se em torno de 20,0 kN/m³. 
 
 
 
10 
 
7- Peso específico submerso 
 
Peso específico efetivo do solo, quando este se encontra submerso. É igual ao peso 
específico natural do solo submerso menos o peso específico da água. É denotado 
pelo símbolo sub. 
 
sub = n (submerso) – w 
 
onde: 
 
 n = peso específico natural do solo submerso; 
 w = peso específico da água (10,0 kN/m³). 
 
O peso específico submerso não varia muito entre os diferentes solos. Situa-se em 
torno de 7,0 a 10,0 kN/m³. Pode ser um pouco maior (11,0 kN/m³, por exemplo) ou, em 
casos especiais, como as argilas orgânicas moles, pode apresentar valores da ordem 
de 4,0 kN/m³. 
 
8- Porosidade 
 
Razão entre o volume de vazios e o volume total do solo, expressa em porcentagem. 
É denotada pela letra “”. = 
t
v
V
V
 . 100 
 
onde: 
 
 Vv = volume de vazios; 
 Vt = volume total do solo. 
 
A porosidade não pode ser determinada diretamente, mas é calculada a partir de 
outros índices. Costuma se situar entre 30 e 70%. 
 
 
 
11 
 
9- Índice de vazios 
 
Razão entre o volume de vazios e o volume dos sólidos. É denotado pela letra “e”. 
 
e = 
s
v
V
V
 
 
onde: 
 
 Vv = volume de vazios; 
 Vs = volume dos sólidos. 
 
O índice de vazios não pode ser determinado diretamente, mas é calculado a partir de 
outros índices. Costuma se situar entre 0,50 e 1,50, porém areias bem graduadas de 
grãos arredondados podem apresentar índice de vazios de aproximadamente 0,35 e 
argilas orgânicas podem ocorrer com índices de vazios superiores a 3,00 (volume de 
vazios, neste caso, preenchidos com água, superior a três vezes o volume dos 
sólidos). 
 
Uma relação muito empregada na obtenção do índice de vazios, obtida a partir da 
correlação da equação anterior com outros índices físicos, está apresentada a seguir. 
 
e = 
d
s


 – 1 
 
onde: 
 
 s = peso específico dos grãos; 
 d = peso específico aparente seco. 
 
 
 
12 
 
10- Grau de saturação 
 
Razão entre o volume de água e o volume de vazios, expressa em porcentagem. É 
denotado pela letra “S”. 
 
S = 
v
w
V
V
 . 100 
 
onde: 
 
 Vw = volume de água; 
 Vv = volume de vazios. 
 
O grau de saturação não pode ser determinado diretamente, mas é calculado a partir 
de outros índices. Varia de 0% (solo seco) a 100% (solo saturado). 
 
Cálculo dos índices físicos (PINTO, 2002) 
 
Dos índices vistos anteriormente, apenas três são determinados diretamente: o teor de 
umidade (ou, simplesmente, umidade), o peso específico dos sólidos (ou dos grãos) e 
o peso específico natural (ou, simplesmente, peso específico, ou, ainda, peso 
específico úmido). Um é adotado: o peso específico da água. Os outros são 
calculados a partir dos índices determinados. 
 
Na figura 1c, apresentada anteriormente, mostra-se, à direita, um esquema que 
representa as três fases já com base na definição de índices e que facilita os cálculos. 
Nele, adota-se o volume de sólidos igual a 1. Assim, o volume de vazios é igual a “e”, 
sendo “S . e” o volume de água. Por outro lado, o peso dos sólidos é igual a “s”, e o 
peso de água é igual a “s . h”. Com este esquema, correlações são facilmente obtidas. 
Algumas resultam diretamente da definição dos índices: 
 
 = 
e 1
e

 . 100 n = s . 
e 1
100
h 100






 
 d = 
e 1
s


 sat = 
e 1
 . e ws

 
 
 
ou 
 
13 
 
 = 
e 1
e

 n = s .  
e 1
h 1


 d = 
e 1
s


 sat = 
e 1
 . e ws

 
 
 
Outras resultam de fáceis deduções. A sequência natural dos cálculos, a partir de 
valores determinados em laboratório, ou estimados, é a seguinte: 
 
d = n . 
h 100
100

 e = 
d
s


 – 1 S = 
w
s
 . e
h . 


 
 
ou 
 
d = 
h 1
n


 e = 
d
s


 – 1 S = 
w
s
 . e
h . 


 
 
 
 
14 
 
Tamanho das partículas sólidas (PINTO, 2002; NBR 6502 da ABNT; MOURA, 
2011; CAPUTO, 1980) 
 
A primeira característica que diferencia os solos é o tamanho das partículas sólidas 
que os compõe. Em uma primeira aproximação, pode-se identificar que alguns solos 
possuem grãos visíveis individualmente a olho nu, como os grãos de pedregulho e a 
areia do mar, e que outros têm os grãos tão finos que, quando molhados, se 
transformam em uma pasta (barro), cujas partículas sólidas não podem ser 
visualizadas individualmente a olho nu. 
 
A diversidade do tamanho dos grãos é enorme. Não se percebe isto em um primeiro 
contato com o material porque, de um modo geral, as partículas sólidas são muito 
pequenas perante os materiais com os quais se está acostumado a lidar. No entanto, 
algumas destas são consideravelmente menores do que outras. Existem grãos de 
areia com dimensões de 1 mm e partículas de argila com espessuras da ordem de 
0,000001 mm. 
 
Nos solos, geralmente estão contempladas partículas sólidas de tamanhos diversos. 
Não é fácil identificar o tamanho das partículas sólidas pelo simples manuseio do solo, 
pois grãos de areia, por exemplo, podem estar envoltos por uma quantidade 
significativa de partículas argilosas, finíssimas, ficando com o mesmo aspecto de uma 
aglomeração formada exclusivamente por uma grande quantidade destas partículas. 
Quando secas, as duas formações são muito semelhantes. Quando úmidas, 
entretanto, a aglomeração de partículas argilosas se desmancha, transformando-se 
em uma pasta fina, enquanto a partícula arenosa revestida é facilmente reconhecida 
pelo tato. 
 
Denominações específicas são empregadas para diferentes faixas de tamanho dos 
grãos. Os limites destas faixas, no entanto, variam conforme os sistemas de 
classificação. Os valores adotados pela ABNT – Associação Brasileira de Normas 
Técnicas –, através da NBR 6502, estão indicados na tabela 1 a seguir. 
 
 
 
15 
 
Tabela 1 – Escala Granulométrica da ABNT (NBR 6502:1995). 
 
Fração Faixa granulométrica (mm) 
Bloco de rocha > 1000 
Matacão 200 a 1000 
Pedra-de-mão 60 a 200 
Pedregulho grosso 20 a 60 
Pedregulho médio 6 a 20 
Pedregulho fino 2 a 6 
Areia grossa 0,6 a 2 
Areia média 0,2 a 0,6 
Areia fina 0,06 a 0,2 
Silte 0,002 a 0,06 
Argila < 0,002 
 
Diferentemente da terminologia adotada pela ABNT, a separação entre as frações silte 
e areia é frequentemente tomada como 0,075 mm, principalmente em pavimentação, 
devido à forte influência da escala granulométrica da AASHTO – American Association 
for State Highway and Transportation Officials – na pavimentação no Brasil, 
correspondente à abertura da peneira #200, que é a mais fina peneira correntemente 
usada nos laboratórios. O conjunto silte e argila é chamado de fração fina (ou de finos) 
de solos, enquanto o conjunto areia e pedregulho é denominado fração grossa (ou 
grosseira) de solos. 
 
OBS: A denominação da peneira refere-se ou ao número de malhas quadradas por 
polegada linear (a peneira #200, por exemplo, apresenta 200 malhas quadradas por 
polegada linear), ou à abertura das malhas da mesma (a peneira de 3/8”, por exemplo, 
contém malhas com abertura de 3/8”). 
 
As escalas granulométricas da AASHTO – American Association for State Highway 
and Transportation Officials –, ASTM – American Society for Testing Materials – e MIT 
– Massachusetts Institute of Technology – estão apresentadas nas tabelas 2 a 4 
subsequentes e confrontadas com a da ABNT na figura 3 a seguir. 
 
16 
 
Tabela 2 – Escala Granulométrica da AASHTO – American Association for State Highway and 
Transportation Officials (MOURA, 2011). 
 
Fração Faixa granulométrica (mm) 
Pedregulho 2 a 60 
Areia grossa 0,425 a 2 
Areia fina 0,075 a 0,425 
Silte 0,005 a 0,075 
Argila 0,001 a 0,005 
Coloide < 0,001 
 
Tabela 3 – Escala Granulométrica da ASTM – American Society for Testing Materials (MOURA, 
2011). 
 
Fração Faixa granulométrica (mm) 
Pedregulho 4,75 a 60 
Areia grossa 2 a 4,75 
Areia média 0,425 a 2 
Areia fina 0,075 a 0,425 
Silte 0,005 a 0,075 
Argila 0,001 a 0,005 
Coloide < 0,001 
 
 
 
17 
 
Tabela 4 – Escala Granulométrica do MIT – Massachusetts Institute of Technology (MOURA, 
2011). 
 
Fração Faixa granulométrica (mm) 
Pedregulho grosso20 a 60 
Pedregulho médio 6 a 20 
Pedregulho fino 2 a 6 
Areia grossa 0,6 a 2 
Areia média 0,2 a 0,6 
Areia fina 0,06 a 0,2 
Silte 0,002 a 0,06 
Coloide < 0,002 
 
 
 
Figura 3 – Escalas granulométricas da ASTM, AASHTO, MIT e ABNT (MOURA, 2011). 
 
 
 
18 
 
Tipos de água no solo (IPR-742 do DNIT; NBR 6502 da ABNT; CAPUTO, 1980; 
PINTO, 2002) 
 
A fase líquida dos solos não pode ser encarada de uma forma independente, porque 
ela se apresenta sob diversos aspectos, com propriedades que podem variar 
totalmente da água livre. 
 
A água presente no solo divide-se em: 
 
a) Água de constituição; 
b) Água adsorvida (ou adesiva); 
c) Água higroscópica; 
d) Água livre (ou gravitacional); e 
e) Água capilar. 
 
1- Água de constituição 
 
Faz parte da estrutura molecular das partículas sólidas. A eliminação ou variação 
percentual da água de constituição implica alteração das propriedades das partículas 
sólidas. 
 
A água de constituição apresenta as seguintes características: 
 
 Em geral, não pode ser retirada do solo pelo efeito do calor, a uma temperatura 
em torno de 100 ºC; 
 Não pode ser removida por dispositivo de drenagem; 
 Encontra-se indisponível para as plantas. 
 
 
 
19 
 
2- Água adsorvida (ou adesiva) 
 
Película de água que envolve e se adere fortemente às partículas sólidas de solos 
finos, devido à ação de forças elétricas desbalanceadas na superfície dos grãos. A 
espessura desta película é variável. Para as argilas, é de aproximadamente 50 Å, 
sendo menor para partículas sólidas maiores. As propriedades desta película 
geralmente não são uniformes em toda a sua espessura: na superfície de contato com 
as partículas sólidas, ela tem propriedades parecidas com as de um sólido, 
propriedades essas que vai perdendo à medida que se afasta das mesmas, 
assumindo condições de líquido viscoso na periferia, quando esta se encontra a uma 
distância igual ou superior a aproximadamente 50 Å da superfície dos grãos. Quando 
a água está a cerca de 1000 Å da superfície dos grãos, ela tem propriedades de água 
livre. A quantidade de água adsorvida é função da natureza dos cátions fixados na 
superfície das partículas sólidas. 
 
A água adsorvida apresenta as seguintes características: 
 
 Em geral, não pode ser retirada do solo pelo efeito do calor, a uma temperatura 
em torno de 100 ºC; 
 Não pode ser removida por dispositivo de drenagem; 
 Em geral, encontra-se indisponível para as plantas. 
 
3- Água higroscópica 
 
Encontra-se no solo, ao ar livre, ou seja, em equilíbrio com o vapor de água da 
atmosfera. A umidade do solo ao ar livre é, portanto, função do grau de saturação da 
atmosfera. A umidade higroscópica é função, também, da superfície e da natureza 
superficial das partículas sólidas. Não se deve confundir umidade higroscópica com 
umidade natural. A umidade higroscópica de um solo é constante (para um mesmo 
grau de saturação da atmosfera e as mesmas partículas sólidas), enquanto a umidade 
natural depende do estado do solo por ocasião da retirada da amostra. 
 
A água higroscópica apresenta as seguintes características: 
 
 Pode ser retirada do solo pelo efeito do calor, a uma temperatura igual ou 
superior a aproximadamente 100 ºC. 
 Não pode ser removida por dispositivo de drenagem; 
20 
 
 Em geral, encontra-se indisponível para as plantas. 
 
4- Água livre (ou gravitacional) 
 
Água cujo comportamento é regido pelas leis da hidráulica, ou, simplesmente, água 
nos vazios do solo na qual prevalece a ação da gravidade. Pode circular livremente 
pelo solo, entrando ou saindo do mesmo, através de seus poros. Quanto maior a 
porosidade do solo, maior é a quantidade de água livre que pode haver em seus 
vazios. 
 
A água livre apresenta as seguintes características: 
 
 Pode ser retirada do solo pelo efeito do calor, a uma temperatura igual ou 
superior a aproximadamente 100 ºC; 
 Pode ser removida por dispositivo de drenagem; 
 Praticamente não é de utilidade para as plantas, pois pode impedir que as 
raízes da planta “respirem”. 
 
5- Água capilar 
 
Água que sobe pelos interstícios capilares existentes entre as partículas sólidas, além 
do plano determinado pela água livre, ou, simplesmente, água nos vazios do solo 
submetida à ação da capilaridade. 
 
A água capilar apresenta as seguintes características: 
 
 Pode ser retirada do solo pelo efeito do calor, a uma temperatura igual ou 
superior a aproximadamente 100 ºC; 
 Não pode ser removida por dispositivo de drenagem; 
 Constitui a principal fonte para as plantas. 
 
Quando um tubo capilar é colocado em contato com a superfície livre da água, esta 
sobe pelo tubo até atingir uma posição de equilíbrio. A subida da água é resultante do 
contato tubo-água-ar e da tensão superficial da água. Considerando-se a tensão 
superficial “Ts” atuando em toda a superfície de contato água-tubo, a força resultante 
(F) pode ser calculada pela seguinte expressão: 
21 
 
F =  . D . Ts . cos  
 
onde: 
 
 D = diâmetro do tubo; 
  = ângulo de contato entre o líquido (no caso, a água) e as paredes do tubo 
capilar (no caso de água e vidro limpo, este ângulo é igual a zero). 
 
O peso de água (P) em um tubo com diâmetro “D” e altura de ascensão capilar “hc” é: 
 
P =  . 
4
D2
 . hc . w 
 
Igualando-se as expressões, obtém-se: 
 
hc = 
w
s
 . D
T . 4

 . cos  
 
A altura de ascensão capilar é, portanto, inversamente proporcional ao diâmetro do 
tubo. 
 
 
22 
 
Estado das areias – Compacidade (PINTO, 2002) 
 
O estado em que se encontra uma areia pode ser expresso pelo seu índice de vazios. 
Este dado isolado, entretanto, fornece pouca informação sobre o comportamento da 
areia, pois, com o mesmo índice de vazios, uma areia pode estar compacta e outra, 
fofa. É necessário, portanto, 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, ela ficará no estado mais 
fofo possível. Pode-se, então, determinar seu peso específico, que, conhecendo-se o 
valor do peso específico dos grãos (s), permite calcular o índice de vazios máximo. 
 
O procedimento de ensaio para determinação do índice de vazios máximo é 
padronizado no Brasil pela NBR 12004 da ABNT (norma cancelada). 
 
Vibrando-se uma areia dentro de um molde, ela ficará no estado mais compacto 
possível, ocupando, desta forma, o menor volume possível. A este estado corresponde 
o índice de vazios mínimo. 
 
O procedimento de ensaio para determinação do índice de vazios mínimo é 
padronizado no Brasil pela NBR 12051 da ABNT (norma cancelada). 
 
Os índices de vazios máximo e mínimo dependem das características da areia. 
Valores típicos estão indicados na tabela 5 a seguir. De um modo geral, os índices de 
vazios máximo e mínimo são tão maiores quanto mais mal graduadas são as areias 
e/ou mais angulares são os grãos. 
 
Tabela 5 – Valores típicos de índices de vazios de areias (PINTO, 2002). 
 
Descrição da areia emín emáx 
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 
 
23 
 
Consideremos uma areia A com “e mínimo” igual a 0,6 e “e máximo” igual a 0,9, e uma 
areia B com “e mínimo” igual a 0,4 e “e máximo” igual a 0,7 (ver figura4 a seguir). Se 
as duas estiverem com e = 0,65, a areia A estará compacta e a areia B estará fofa. 
 
 
 
Figura 4 – Comparação de compacidades de duas areias (adaptada de PINTO, 2002). 
 
O estado de uma areia ou pedregulho – isto é, sua compacidade – pode ser expresso 
pelo índice de vazios em que ela se encontra, em relação a esses valores extremos, 
através do índice de compacidade relativa (CR), também conhecida como grau de 
compacidade (GC) ou, ainda, densidade relativa (Dr): 
 
CR = 
mínmáx
natmáx
e e
e e


 
 
onde: 
 
 CR = compacidade relativa; 
 enat = índice de vazios do solo no estado natural; 
 emáx = índice de vazios do solo no estado mais fofo possível; 
 emín = índice de vazios do solo no estado mais compacto possível. 
 
Quanto maior a CR, mais compacta é a areia. Terzaghi sugeriu a terminologia 
apresentada na tabela 6 a seguir. 
 
 
 
24 
 
Tabela 6 – Classificação das areias quanto à compacidade, segundo Terzaghi (PINTO, 2002). 
 
Classificação CR 
Areia fofa abaixo de 0,33 
Areia de compacidade média entre 0,33 e 0,66 
Areia compacta acima de 0,66 
 
Em geral, areias compactas apresentam maior resistência e menor deformabilidade. 
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. 
 
Estado das argilas – Consistência (PINTO, 2002; VARGAS, 1977) 
 
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, tendo, por exemplo, seção transversal de 10 cm² de 
área e cerca de 9 a 10 cm de altura (ver figura 5 a seguir). A carga que leva o corpo de 
prova à ruptura, dividida pela área da seção transversal deste corpo, é denominada 
resistência à compressão simples da argila (a expressão "simples" indica que o corpo 
de prova não é confinado). 
 
 
 
25 
 
 
 
Figura 5 – Ensaio de compressão simples (adaptada de VARGAS, 1977). 
 
O procedimento de ensaio para determinação da resistência à compressão simples de 
solos é padronizado no Brasil pela NBR 12770 da ABNT. 
 
Em função da resistência à compressão simples, a consistência das argilas é expressa 
pelos termos apresentados na tabela 7 a seguir. 
 
Tabela 7 – Estimativa da consistência dos solos por meio da resistência à compressão simples 
(PINTO, 2002). 
 
Consistência Resistência à compressão simples (kPa) 
Muito mole < 25 
Mole 25 a 50 
Média 50 a 100 
Rija 100 a 200 
Muito rija 200 a 400 
Dura > 400 
 
Sabe-se também que a resistência de um solo argiloso varia inversamente com seu 
teor de umidade, isto é, à medida que a umidade de uma massa argilosa diminui, a 
argila vai se tornando mais dura. Para elevados teores de umidade, ela é mole, como 
uma lama, e, para teores de umidade bem inferiores, dura, como um tijolo. Partindo-se 
deste fato, pode-se estimar a consistência de uma argila por meio do índice de 
consistência, que será explicitado posteriormente. 
26 
 
Sensitividade de argilas (PINTO, 2002; NBR 6502 da ABNT) 
 
A resistência das argilas depende de seu índice de vazios e do arranjo (ou disposição) 
dos grãos, também conhecido como estrutura do solo (as argilas podem apresentar, 
por exemplo, estrutura floculada – contato face-aresta entre grãos – ou dispersa – 
contato face-face entre grãos –, conforme ilustrado na figura 6 a seguir). Foi 
observado que, quando certas argilas são submetidas ao manuseio (chamadas, neste 
caso, de amolgadas ou remoldadas), sua resistência diminui em relação ao seu estado 
natural (chamadas, neste caso, de indeformadas), ainda que seu índice de vazios seja 
mantido constante. Este fenômeno, que ocorre de maneira diferente conforme a 
formação argilosa, é denominado sensitividade e as referidas argilas são ditas 
sensitivas. 
 
 
 
Figura 6 – Exemplos de estruturas em solos sedimentares: (a) floculada em água salgada, (b) 
floculada em água não salgada e (c) dispersa (MITCHEL, 1976). 
 
De acordo com as prescrições da NBR 6502 da ABNT, amolgamento (ou 
remoldamento) é a quebra parcial ou total da estrutura de um solo, sem variação de 
seu teor de umidade. 
 
A sensitividade pode ser bem visualizada por meio de dois ensaios de compressão 
simples: o primeiro, com a amostra no estado natural, e, o segundo, com um corpo de 
prova feito com o mesmo solo após seu completo amolgamento (ou remoldamento), 
mas com o mesmo índice de vazios. Exemplo de resultados destes dois ensaios está 
mostrado na figura 7 a seguir. 
 
 
 
a) b) c) 
 
 
 
27 
 
 
 
Figura 7 – Resistência de argila sensitiva, indeformada – RI – e amolgada – RA (PINTO, 2002). 
 
A sensitividade de argilas pode ser quantificada pela razão entre sua resistência no 
estado natural (indeformado) e sua resistência no estado amolgado (ou remoldado): 
 
S = 
remoldado) (ou amolgado estado no aResistênci
oindeformad estado no aResistênci
 
 
Segundo Skempton e a NBR 6502 da ABNT, as argilas podem ser classificadas 
conforme a tabela 8 a seguir. 
 
Tabela 8 – Classificação das argilas quanto à sensitividade, segundo Skempton e a NBR 6502 
da ABNT (PINTO, 2002; NBR 6502:1995). 
 
Classificação Sensitividade 
Insensitiva 1 
Baixa sensitividade 1 a 2 
Média sensitividade 2 a 4 
Sensitiva 4 a 8 
Ultrassensitiva ou extrassensitiva (quick clay) > 8 
 
A sensitividade pode ser atribuída ao arranjo estrutural das partículas sólidas, 
estabelecido durante o processo de sedimentação, arranjo este que pode evoluir ao 
longo do tempo pela inter-relação química das partículas ou pela remoção de sais 
existentes na água em que o solo se formou pela percolação de águas límpidas. As 
forças eletroquímicas entre as partículas podem provocar um verdadeiro “castelo de 
cartas”. Rompida esta estrutura, a resistência será menor, ainda que o índice de 
28 
 
vazios seja o mesmo. Por esta razão, a sensitividade é também referida como índice 
de estrutura. 
 
A sensitividade de argilas é uma característica de grande importância, pois indica que, 
se uma argila sensitiva vier a sofrer ruptura, sua resistência após esta ocorrência será 
menor. Isto ocorre, por exemplo, nos solos argilosos orgânicos das baixadas litorâneas 
brasileiras, como na região de mangue na Baixada Santista. A argila orgânica 
presente é de tão baixa resistência que só pode suportar aterros com altura máxima 
em torno de 1,5 m. Tentando-se executar aterros com maiores alturas, ocorre ruptura. 
Como esta argila tem uma sensitividade da ordem de 3, sua resistência, após sua 
ruptura, cai a cerca de um terço da inicial. O terreno deste exemplo, portanto, após 
rompido, não suporta mais do que 0,5 m de aterro, aproximadamente. 
 
Uma argila amolgada (ou remoldada), com um certo grau de sensitividade, quando 
deixada em repouso, volta a ganhar resistência, devido à inter-relação química das 
partículas sólidas, sem atingir, no entanto, sua resistência inicial. 
 
O fenômeno da sensitividade refere-se a solos transportados (ou sedimentares). No 
entanto, em argilas residuais, ocorre fenômeno semelhante. A resistência depende, 
algumas vezes, da própria estrutura do solo residual, seja por ele guardar 
características da rocha que lhe deuorigem, seja por efeito cimentante de certos sais 
depositados entre as partículas sólidas. 
 
Identificação tátil-visual (PINTO, 2002) 
 
Com muita frequência, seja porque o projeto não justifica economicamente a 
realização de ensaios de laboratório, seja porque se está em fase preliminar de 
estudo, em que ensaios de laboratório não estão disponíveis, é necessário descrever 
um solo sem dispor de resultados de ensaios. Tipo de solo, origem (ou formação, ou, 
ainda, gênese), estado, cor e cheiro têm de ser estimados. Isto é feito por meio de 
uma identificação (ou análise) tátil-visual, manuseando-se o solo e sentindo sua 
reação ao manuseio, por exemplo. 
 
Cada profissional pode desenvolver sua própria habilidade para identificar os solos. A 
experiência pessoal e o confronto com resultados de laboratório permitirão o 
desenvolvimento desta habilidade. Algumas indicações, no entanto, como as que 
seguem, podem ajudar. 
29 
 
Como nos sistemas de classificação dos solos, o primeiro aspecto a considerar é a 
provável quantidade de grossos (areia e pedregulho) existente no solo. Grãos de 
pedregulho são bem distintos, mas grãos de areia, ainda que geralmente visíveis 
individualmente a olho nu ou com o auxílio de lupa, pois têm diâmetros na faixa de 
0,06 a 2 mm (segundo a NBR 6502 da ABNT), podem estar envoltos por partículas 
sólidas mais finas. Tais grãos de areia podem, portanto, ser confundidos com 
agregações de partículas argilosas e/ou siltosas. 
 
Para que se possa sentir nos dedos a existência de grãos de areia, é necessário que o 
solo seja umedecido, de forma que os torrões de argila se desmanchem. Os grãos de 
areia, mesmo os menores, podem ser sentidos pelo tato no manuseio. 
 
Outra técnica que pode ajudar na identificação de grãos de areia é conhecida como 
dispersão em água. O procedimento desta técnica consiste em inserir uma pequena 
porção de solo em um recipiente transparente contendo água, agitando-o em seguida. 
As areias sedimentam-se mais rapidamente do que os siltes que, por sua vez, 
sedimentam-se mais rapidamente do que as argilas. 
 
Pode-se, também, esfregar uma pequena quantidade de solo úmido na palma da mão 
e, em seguida, colocar esta palma embaixo de uma torneira aberta, verificando a 
facilidade com que a palma da mão fica limpa. Solos finos impregnam-se e não saem 
da mão com facilidade (principalmente os argilosos), enquanto os solos grossos são 
facilmente carreados pela água. 
 
Se a amostra estiver seca, a proporção de finos e grossos pode ser estimada 
esfregando-se uma pequena porção do solo sobre uma folha de papel. As partículas 
sólidas finas (siltes e argilas) impregnam-se no papel, ficando isoladas as partículas 
arenosas. 
 
Definido se o solo é uma areia ou um solo fino, resta estimar se os finos apresentam 
características de siltes ou de argilas. Alguns procedimentos para esta estimativa 
estão descritos a seguir. 
 
a) Resistência a seco – umedecendo-se uma argila, moldando-se uma pequena 
pelota irregular com a mesma (com diâmetro da ordem de 2 cm) e deixando-a 
secar ao ar livre, esta pelota ficará muito dura e, quando quebrada, se dividirá 
30 
 
em pedaços bem distintos. Ao contrário, pelotas semelhantes de siltes são 
menos resistentes e se pulverizam quando quebradas; 
b) “Shaking test” (ou exame de dilatância) – formando-se uma pasta úmida 
(saturada) de silte na palma da mão, quando se bate vigorosamente a lateral 
desta mão contra a outra, nota-se o surgimento de água na superfície, 
tornando-a brilhante. Apertando-se o torrão com os dedos polegar e indicador 
da outra mão, a água reflui para o interior da pasta e o brilho desaparece da 
superfície (é semelhante à aparente secagem da areia da praia, no entorno do 
pé, quando nela se pisa no trecho saturado bem junto ao mar). No caso de 
argilas, o impacto das mãos não provoca o aparecimento de água; 
c) Ductilidade – tentando moldar um solo com umidade em torno do limite de 
plasticidade nas próprias mãos, nota-se que as argilas apresentam-se mais 
resistentes quando nesta umidade do que os siltes; 
d) Velocidade de secagem – a umidade que se sente de um solo é uma indicação 
relativa ao LL e LP do mesmo. Secar um solo na mão do LL até o LP, por 
exemplo, é tão mais rápido quanto menor é o intervalo entre estes dois limites, 
ou seja, o IP do solo. 
 
Uma maneira prática e muito utilizada para a identificação das frações constituintes do 
solo consiste em esfregar uma massa de solo úmida entre os dedos e, durante este 
procedimento, verificar a existência das seguintes sensações: 
 
 Aspereza – indício de areia; 
 Sedosidade – indício de silte; 
 Material pegajoso – indício de argila. 
 
Na maioria dos casos, mais de uma das sensações citadas anteriormente é sentida 
para uma mesma massa de solo. A predominância de uma sensação em relação à 
outra indica a predominância de uma fração granulométrica em relação à outra. 
 
A consistência de argilas é mais fácil de ser avaliada pela resistência que uma porção 
do solo apresenta ao manuseio. A compacidade das areias é de mais difícil avaliação, 
pois as amostras mudam de compacidade com o manuseio. 
 
Os solos orgânicos são identificados em separado, em função de sua cor escura típica 
(geralmente marrom escuro, cinza escuro ou preto) e de seu odor característico. 
 
31 
 
Plasticidade (VARGAS, 1977; CAPUTO, 1980; NBR 6502 da ABNT; DAVILLA, 
2008) 
 
Os solos arenosos são perfeitamente identificáveis por meio de suas curvas 
granulométricas. Isto é, areias ou pedregulhos de iguais curvas granulométricas 
comportam-se, na prática, semelhantemente (para uma mesma compacidade relativa, 
obviamente). Entretanto, a experiência mostrou que, para os solos com uma certa 
porcentagem de fração fina (ou de finos), não basta a granulometria para caracterizá-
los, pois suas propriedades plásticas, as quais dependem de seu teor de umidade, do 
formato dos grãos e de sua composição química e mineralógica, influenciam 
significativamente seu comportamento. 
 
As formas dos grãos argilosos possibilitam que partículas sólidas deslizem uma sobre 
as outras, desde que a água intersticial possa funcionar como lubrificante. Se houver 
água em demasia, as partículas sólidas estarão em suspensão na água e o corpo não 
será mais plástico, mas sim um líquido viscoso. É o que acontece quando se forma a 
lama. Por outro lado, se houver pouca água, as forças capilares serão muito grandes e 
os grãos se aglutinarão entre si, formando torrões que não poderão ser moldados, 
mas, ao sofrerem esforços de deformação, se quebrarão. 
 
Os grãos de pedregulhos e de areias são arredondados ou angulosos, sempre de 
forma aproximadamente esférica. Já os grãos de argilas, sendo minerais cuja estrutura 
cristalina é complexa, têm forma lamelar, filiforme, escamosa ou outras ainda mais 
estranhas. A forma das partículas argilosas depende da espécie do mineral argila 
presente. 
 
As caulinitas, cujos grãos geralmente têm forma de placas hexagonais, são as menos 
plásticas. As esmectitas (ou montmorilonitas), de estruturas cristalográficas 
complexas, e, consequentemente, de grãos com formas também complexas, são as 
mais plásticas. 
 
A plasticidade é normalmente definida como sendo uma propriedade dos solos, que 
consiste na maior ou menor capacidade destes serem moldados, sob certas condições 
de umidade, sem variação de seu volume. Trata-se de uma das mais importantes 
propriedades das argilas. De acordo com a NBR 6502 da ABNT, plasticidade é a 
propriedade que um solo apresenta, em determinadas condições de umidade, de 
32 
 
poder sofrer grandes deformações permanentes,sem sofrer ruptura, fissuramento ou 
apreciável variação de volume. 
 
Em outras ciências da engenharia, o comportamento plástico dos materiais 
fundamenta-se nas características de tensão-deformação. Diz-se que um corpo é 
elástico quando este recupera a forma e o volume primitivos ao cessar a ação das 
forças externas que o deformava; ao contrário, diz-se plástico quando o corpo não 
recupera seu estado original ao cessar a ação deformante. 
 
Limites de consistência (CAPUTO, 1980) 
 
Sendo a umidade de um solo argiloso muito elevada, ele se comporta como um líquido 
denso e viscoso, e diz-se que o solo se encontra no estado líquido. À medida que a 
água é evaporada, ele vai endurecendo e, a partir de um certo valor de umidade (h = 
LL, ou limite de liquidez), perde sua capacidade de fluir, porém pode ser moldado 
plasticamente, sem variação de seu volume. O solo encontra-se, agora, no estado 
plástico. A continuar a perda de umidade, a partir de um determinado valor de 
umidade (h = LP, ou limite de plasticidade), o solo torna-se quebradiço. Este é o 
estado semissólido, no qual o solo tem aparência sólida, mas sofre reduções de 
volume enquanto continuar a secar. Continuando a secagem, ocorre a passagem 
gradual para o estado sólido, onde praticamente não mais ocorre variação de volume 
devida à perda de umidade. O limite entre estes dois estados corresponde ao teor de 
umidade h = LC (limite de contração). 
 
Os dois primeiros limites (LL e LP) são devidos a Atterberg (1911) e o último (LC), a 
Haines (1925). 
 
A figura 8 a seguir ilustra esquematicamente esses estados físicos, chamados estados 
de consistência, e suas fronteiras, ou seja, os limites de consistência. 
 
 
 
Figura 8 – Esquema dos estados e limites de consistência (adaptada de CAPUTO, 1980). 
 
33 
 
A figura 9 a seguir ilustra a variação do volume de solo e de seu grau de saturação (S) 
conforme a alteração de seu teor de umidade, para cada estado de consistência. 
 
 
 
Figura 9 – Variação do volume de solo e de seu grau de saturação (S) conforme a alteração de 
seu teor de umidade, para cada estado de consistência (adaptada de DAVILLA, 2008). 
 
Embora fundamentadas em extensas investigações experimentais, as definições dos 
limites de consistência são convencionais, pois a mudança de um estado para outro 
ocorre de forma gradual, com a variação da umidade do solo. Este fato justifica a 
padronização, praticamente universal, dos ensaios destinados à obtenção de tais 
limites. 
 
 
 
34 
 
Ensaio para determinação do limite de liquidez de solos (NBR 6459 da ABNT; 
DNER-ME 122/94 do DNIT; VARGAS, 1977; CAPUTO, 1980) 
 
Para determinação do limite de liquidez, Atterberg baseou-se no fato de que, quando o 
material é fluido, este toma a forma do recipiente que o contém. Se for aberta uma 
ranhura qualquer em uma massa de solo, esta ranhura se fechará em um menor ou 
maior intervalo de tempo. Se estiver mais próximo do estado sólido, levará certo tempo 
(coeficiente de viscosidade alto) e se, mais próximo de um líquido não viscoso, fechar-
se-á a ranhura imediatamente. 
 
Originalmente, Atterberg colocava uma porção de solo, com umidade próxima do limite 
de liquidez, em uma cápsula de porcelana e, com o dedo polegar, abria uma ranhura 
em sua massa. Aplicava, então, um golpe de mão na base da cápsula. Se a ranhura 
se fechasse, o solo estaria no estado liquido e, portanto, sua umidade, acima do limite 
de liquidez. Repetia-se o ensaio para umidades mais baixas até se verificar que a 
ranhura não mais se fechava. A menor umidade com que se fechasse ou a maior com 
que não se fechasse a ranhura seria a umidade correspondente ao limite de liquidez. 
 
Arthur Casagrande padronizou este ensaio, mecanizando o primitivo processo de 
Atterberg. Trata-se de um aparelho que se encontra ilustrado nas figuras 10 e 11, a 
seguir, provido de um recipiente de latão, em concha, ligado a um suporte com 
manivela, a qual faz a cápsula cair sobre uma base padronizada dura, de ebonite. 
 
 
 
35 
 
 
 
Figura 10 – Aparelho de Casagrande – para determinação do limite de liquidez (NBR 6459 da 
ABNT). 
 
 
 
Figura 11 – Perspectiva do aparelho de Casagrande (adaptada de VARGAS, 1977). 
Medidas em mm Vista lateral 
Vista frontal Planta 
Cinzel (DNIT) Cinzel (ABNT) 
36 
 
O solo utilizado no ensaio é a fração que passa na peneira #40 (com 0,42 mm de 
abertura). 
 
Uma pasta homogênea de solo deve ser preparada na cápsula de porcelana com o 
auxílio da espátula, adicionando-se água destilada em pequenos incrementos, e, em 
seguida, parcialmente colocada na concha, em torno do ponto correspondente ao de 
contato entre a concha e a base do aparelho, de forma que, na parte central, a 
espessura da mistura seja da ordem de 10 mm. 
 
Com um cinzel, corta-se, normalmente à articulação da concha, uma ranhura na parte 
central da massa de solo colocada na concha. Girando-se a manivela, o parafuso 
excêntrico fará com que o recipiente se eleve a uma altura máxima de 1 cm e, em 
seguida, caia, chocando-se contra a base. O esforço do choque da concha na base 
corresponde a um esforço de cisalhamento que leva o solo lateral à ranhura a mover-
se, fechando-a após um determinado número de golpes. Estes procedimentos estão 
ilustrados na figura 12 a seguir. 
 
 
 
Figura 12 – Aspecto da ranhura (NBR 6459 da ABNT). 
 
OBS: Quando há dificuldade na abertura da ranhura, deve-se tentar obtê-la por 
passagens sucessivas e cuidadosas do cinzel. 
 
Anota-se o número de golpes necessários para que as bordas inferiores da ranhura se 
unam ao longo de aproximadamente 13 mm de comprimento e transfere-se, 
imediatamente, uma pequena quantidade do material junto às bordas que se uniram 
Seções Planta 
37 
 
para um recipiente adequado para determinação de sua umidade, de acordo com as 
prescrições da NBR 6457 da ABNT. 
 
Segundo a ABNT, a pasta homogênea que fornece o primeiro par de valores número 
de golpes versus umidade deve apresentar consistência tal que sejam necessários 
cerca de 35 golpes para fechar a ranhura, e o tempo de homogeneização desta 
mistura deve estar compreendido entre 15 e 30 minutos, sendo o maior intervalo de 
tempo para os solos mais argilosos. Para obtenção dos demais pares de valores, 
deve-se adicionar água destilada à amostra e homogeneizá-la durante, pelo menos, 
3 minutos, amassando-a e revolvendo-a vigorosa e continuamente com o auxílio da 
espátula. 
 
Os pares de valores número de golpes versus umidade são colocados em um gráfico 
semilogarítmico, no qual o eixo das abscissas, em escala aritmética, representa os 
teores de umidade, e o eixo das ordenadas, em escala logarítmica, retrata os números 
de golpes, e, em seguida, ajusta-se uma reta pelos pontos obtidos, denominada reta 
de fluxo ou linha de escoamento (ver figura 13 a seguir). De acordo com CAPUTO 
(1980), no intervalo compreendido entre 6 e 35 golpes, pode-se considerar que os 
pontos correspondentes dispõem-se em linha reta. 
 
Convencionou-se que, no ensaio de Casagrande, a umidade correspondente a 
25 golpes, necessários para fechar a ranhura, é o limite de liquidez (ver figura 13 a 
seguir). Para obtenção deste valor, segundo VARGAS (1977), determinam-se, pelo 
menos, 3 pares de valores número de golpes versus umidade. De acordo com a 
ABNT, devem ser utilizados, pelo menos, 4 pontos de ensaio, cobrindo o intervalo de 
15 a 35 golpes. CAPUTO (1980) recomenda a utilização de, pelo menos, 6 pontos. 
Traçando-se o gráfico semilogarítmico, determina-se, por interpolação, a umidade 
correspondente a 25 golpes (ouseja, o limite de liquidez, LL). 
 
Há uma correlação estatística (aproximada) entre a inclinação da reta de fluxo (ou 
linha de escoamento) – dada pela tangente da mesma e denominada índice de fluxo, If 
– e o limite de liquidez (LL): 
 
If ≈ 
LL . 0,3
1
 
 
 
38 
 
 
 
Figura 13 – Traçado da reta de fluxo (ou linha de escoamento) e determinação do limite de 
liquidez. 
 
O resultado obtido deve ser expresso em porcentagem, aproximado para o número 
inteiro mais próximo. 
 
Na impossibilidade de se conseguir a abertura da ranhura ou o seu fechamento com 
mais de 25 golpes, deve-se considerar que a amostra não apresenta limite de liquidez 
(NL). 
 
OBS: O ensaio deve ser executado em condições ambientais que minimizem a perda 
de umidade do material por evaporação, preferencialmente em recintos climatizados. 
 
O procedimento de ensaio para determinação do limite de liquidez de solos é 
padronizado no Brasil pela NBR 6459 da ABNT. Cabe ressaltar, no entanto, que 
outros órgãos ou instituições podem apresentar seus próprios procedimentos de 
ensaio. Por exemplo, o DNIT – Departamento Nacional de Infraestrutura de 
Transportes – contém a norma DNER-ME 122/94 para determinação do limite de 
liquidez de solos. 
 
 
 
10
100
25 30 35 40
Nú
m
er
o 
de
 g
ol
pe
s
Teor de umidade (%)
25
LL = 32%
0,3 . LL 
1 
39 
 
Ensaio para determinação do limite de plasticidade de solos (NBR 7180 da ABNT; 
DNER-ME 082/94 do DNIT; VARGAS, 1977) 
 
O limite de plasticidade foi determinado, originalmente, por Atterberg, pelo cálculo do 
teor de umidade com o qual o solo começa a se fraturar, quando se tenta moldar com 
ele um cilindro. Modernamente, o ensaio foi padronizado, sendo especificado que essa 
moldagem seja feita por movimentos regulares de vaivém dos dedos da mão sobre 
uma placa de vidro de superfície esmerilhada, disposta horizontalmente. 
 
O solo utilizado no ensaio é a fração que passa na peneira #40 (com 0,42 mm de 
abertura). 
 
Uma pasta homogênea de solo, de consistência plástica, deve ser preparada na 
cápsula de porcelana com o auxílio da espátula, adicionando-se água destilada em 
pequenos incrementos, e, em seguida, parcialmente colocada sobre a placa de vidro. 
O tempo de homogeneização desta mistura deve estar compreendido entre 15 e 30 
minutos, sendo o maior intervalo de tempo para os solos mais argilosos. 
 
A quantidade de solo com que se faz o ensaio deve ser tal que dê para moldar um 
cilindro de 3 mm de diâmetro e cerca de 10 cm de comprimento (aproximadamente a 
largura da mão de uma pessoa adulta), o que resulta em cerca de 10 g de solo. Ao 
rolar-se a amostra, esta, progressivamente, vai perdendo umidade até chegar ao 
ponto em que o cilindro, atingindo as dimensões acima indicadas (o que se verifica 
com o gabarito de comparação), começa a partir-se. Determina-se, então, a umidade 
da amostra. Esta umidade é o limite de plasticidade. Este procedimento encontra-se 
ilustrado na figura 14 a seguir. 
 
 
 
40 
 
 
 
Figura 14 – Determinação do limite de plasticidade (adaptada de VARGAS, 1977). 
 
Se a amostra se fragmentar antes de atingir o diâmetro de 3 mm, deve-se retorná-la à 
cápsula de porcelana, adicionar água destilada, homogeneizar a mistura durante, pelo 
menos, 3 minutos, amassando-a e revolvendo-a vigorosa e continuamente com o 
auxílio da espátula e, em seguida, repetir o procedimento de se rolar a amostra. 
 
Se a amostra atingir o diâmetro de 3 mm sem se fragmentar, deve-se amassar o 
material e, em seguida, repetir o processo de se rolar a amostra. 
 
Devem ser obtidos, no mínimo, 3 valores de umidade, sendo cada um destes obtido 
seguindo-se todas as operações que compreendem a execução do ensaio. Os valores 
de umidade devem ser considerados satisfatórios quando, de pelo menos 3 deles, 
nenhum diferir mais que 5% da respectiva média. 
 
O resultado final, média de, pelo menos, 3 valores de umidade considerados 
satisfatórios, deve ser expresso em porcentagem, aproximado para o inteiro mais 
próximo. 
Vidro fosco 
Rolo de solo 
3 mm 
3 mm 
h > LP 
h < LP 
41 
 
Na impossibilidade de se obter o cilindro com 3 mm de diâmetro, deve-se considerar 
que a amostra não apresenta limite de plasticidade (NP). 
 
O procedimento de ensaio para determinação do limite de plasticidade de solos é 
padronizado no Brasil pela NBR 7180 da ABNT. Cabe ressaltar, no entanto, que 
outros órgãos ou instituições podem apresentar seus próprios procedimentos de 
ensaio. Por exemplo, o DNIT – Departamento Nacional de Infraestrutura de 
Transportes – contém a norma DNER-ME 082/94 para determinação do limite de 
plasticidade de solos. 
 
Segundo a norma DNER-ME 082/94 do DNIT, quando o solo for extremamente 
arenoso, o ensaio para determinação do limite de plasticidade deverá ser feito antes 
do ensaio para determinação do limite de liquidez. Se o limite de plasticidade não 
puder ser determinando, deve-se anotar o LP como NP e o LL como NL. 
 
 
 
42 
 
Índice de plasticidade, IP (CAPUTO, 1980; NBR 7180 da ABNT) 
 
A diferença entre o limite de liquidez (LL) e o limite de plasticidade (LP) é definida, 
segundo Atterberg, como sendo o índice de plasticidade (IP). 
 
Este índice define a extensão da zona de teor de umidade em que o solo se encontra 
no estado plástico e, por ser máximo para as argilas e mínimo, ou melhor, nulo para as 
areias, fornece um critério para avaliação do caráter argiloso de um solo. Partindo-se 
desta concepção, quanto maior o IP, mais plástico é o solo. 
 
Entretanto, sabe-se que só o índice de plasticidade não é suficiente para julgar a 
plasticidade dos solos. É necessário o conhecimento de, pelo menos, o valor do LL ou 
do LP. Em condições normais, só são apresentados os valores do LL e do IP. O LP só 
é empregado para determinação do IP. 
 
Sabe-se também que uma pequena porcentagem de matéria orgânica eleva o valor do 
LP, sem elevar, no entanto, o valor do LL. Tais solos apresentam, portanto, baixos 
valores para IP. 
 
Segundo Jenkins, os solos podem ser classificados, quanto à sua plasticidade, de 
acordo com a tabela 9 a seguir. 
 
Tabela 9 – Classificação dos solos quanto à plasticidade, segundo Jenkins (CAPUTO, 1980). 
 
Classificação quanto à plasticidade Índice de plasticidade (%) 
Fracamente plásticos 1 < IP < 7 
Medianamente plásticos 7 < IP < 15 
Altamente plásticos IP > 15 
 
Quando um material não tem plasticidade (areia, por exemplo), ou seja, quando não é 
possível determinar o limite de liquidez ou o limite de plasticidade, ou, ainda, o valor do 
LP é igual ou superior ao do LL, considera-se o índice de plasticidade nulo, e escreve-
se IP = NP (não plástico). 
 
 
 
43 
 
Carta de plasticidade (PINTO, 2002) 
 
Analisando os limites de consistência de Atterberg (LL e LP), o índice de plasticidade 
(IP) e o comportamento de solos, Arthur Casagrande notou que, colocando-se o IP em 
função do LL em um gráfico, denominado carta de plasticidade, conforme apresentado 
na figura 15 a seguir, os solos de comportamento argiloso se faziam representar por 
pontos acima de uma reta inclinada, denominada linha A. Solos orgânicos, ainda que 
argilosos, e solos siltosos, por sua vez, eram representados por pontos abaixo da linha 
A. A linha A tem como equação a reta: 
 
IP = 0,73 . (LL – 20) 
 
onde: 
 
 IP = índice de plasticidade (%); 
 LL = limite de liquidez (%). 
 
A linha A, no seu trecho inicial, é substituída por uma faixa horizontal correspondente a 
IP de 4 a 7%. 
 
 
 
Figura 15– Carta de plasticidade de Casagrande (adaptada de PINTO, 2002). 
 
44 
 
Os solos orgânicos se distinguem dos siltes pelo seu aspecto visual, pois se 
apresentam com uma coloração escura típica (geralmente marrom escuro, cinza 
escuro ou preto), além de seu odor característico. 
 
Como característica complementar dos solos finos, é indicada sua compressibilidade. 
Os solos costumam ser tanto mais compressíveis quanto maior é seu limite de 
liquidez. Assim, a carta de plasticidade adjetiva secundariamente como de alta 
compressibilidade (H) ou de baixa compressibilidade (L) os solos C, M e O em função 
do LL ser superior ou inferior a 50%, respectivamente, como se mostra na carta (linha 
B). 
 
Quando o par de valores LL e IP indica uma posição muito próxima às linhas A ou B 
(ou às linhas que delimitam a faixa de IP 4 a 7%), ou sobre as mesmas, é considerado 
um caso intermediário, e as duas classificações devem ser apresentadas. Exemplos: 
SC-SM, CL-CH, etc. 
 
Índice de atividade, IA (PINTO, 2002) 
 
A atividade de uma argila pode ser entendida como sendo a maior ou menor 
capacidade que esta apresenta de conferir ao solo um comportamento argiloso. 
 
Os limites de consistência indicam a influência das argilas no comportamento do solo. 
Certos solos com teores elevados de argila podem apresentar limites mais baixos do 
que aqueles com pequenos teores de argila. Isto pode ocorrer porque a composição 
mineralógica dos argilominerais é bastante variável. Pequenos teores de argila 
associados a altos limites de consistência indicam que a argila é muito ativa. 
 
Os limites de consistência são função também da areia presente. Solos da mesma 
procedência, com o mesmo argilomineral, mas com diferentes teores de areia, 
apresentarão limites diferentes, tanto maiores quanto maior o teor de argila, em uma 
razão aproximadamente constante. Quando se quer ter uma ideia sobre a atividade da 
fração argila, os limites de consistência devem ser comparados com a porcentagem de 
argila presente no solo. É isto que mostra o índice de atividade (IA) de uma argila, 
proposto por Skempton e definido pela relação: 
 
IA = 
mm) 0,002 a inferior tamanho com (grãos argila de %
IP
 
45 
 
onde: 
 
 IA = índice de atividade (adimensional); 
 IP = índice de plasticidade (%). 
 
Quanto mais alto o índice de atividade de uma argila, maior é sua atividade. Segundo 
Skempton, a argila presente em um solo pode ser classificada quanto à sua atividade, 
de acordo com a tabela 10 a seguir. 
 
Tabela 10 – Classificação das argilas quanto à atividade, segundo Skempton (VARGAS, 1977). 
 
Classificação quanto à atividade Índice de atividade 
Inativa IA < 0,75 
Normal 0,75 < IA < 1,25 
Ativa IA > 1,25 
 
Índice de consistência, IC (PINTO, 2002) 
 
Quando uma argila se encontra amolgada (ou remoldada), seu estado pode ser 
expresso pelo seu índice de vazios. No entanto, como é comum que as argilas se 
encontrem saturadas, e, neste caso, seu índice de vazios depende diretamente de sua 
umidade, o estado em que a argila se encontra costuma ser expresso pelo seu teor de 
umidade, até porque a umidade da argila é determinada diretamente e seu índice de 
vazios é calculado a partir desta, variando linearmente com ela. 
 
Da mesma forma que o índice de vazios, por si só, não indica o estado (ou 
compacidade) das areias, o teor de umidade, por si só, não indica o estado (ou 
consistência) das argilas. É necessário analisá-lo em relação aos teores de umidade 
correspondentes a comportamentos semelhantes. Estes teores são os limites de 
consistência. 
 
Considere-se uma argila A que tenha LL = 80% e LP = 30%, e uma argila B que tenha 
LL = 50% e LP = 25%. Quando a argila A estiver com h = 80% e a argila B estiver com 
h = 50%, as duas estarão com aspectos semelhantes, com a consistência que 
corresponde ao limite de liquidez. Da mesma forma, quando argilas diferentes se 
apresentam com umidades correspondentes aos seus limites de plasticidade, elas 
46 
 
apresentam comportamentos semelhantes, ainda que suas umidades sejam 
diferentes. 
 
Quando se manuseia uma argila e se avalia sua umidade, o que se percebe não é 
propriamente o teor de umidade, mas sim a umidade relativa. No caso das argilas do 
exemplo anterior, o qual se encontra ilustrado na figura 16 a seguir, quando “sentimos” 
que a argila A está tão úmida quanto a argila B, é possível que a argila A esteja com 
60% de umidade e, a argila B, com 40%, por exemplo. 
 
 
 
Figura 16 – Comparação de consistências de duas argilas (adaptada de PINTO, 2002). 
 
Para indicar a posição relativa da umidade aos limites de mudança de estado 
(ou limites de consistência), Terzaghi propôs o índice de consistência (IC), com a 
seguinte expressão: 
 
IC = 
LP LL
h LL


 = 
IP
h LL 
 
 
onde: 
 
 IC = índice de consistência (adimensional); 
 LL = limite de liquidez (%); 
 LP = limite de plasticidade (%); 
 IP = índice de plasticidade (%); 
 h = teor de umidade (%). 
47 
 
Quando o teor de umidade é igual ao LL, IC = 0. À medida que o teor de umidade 
diminui, o IC aumenta, ficando maior do que 1 quando a umidade fica menor do que o 
LP. 
 
Deve ser lembrado que os limites de consistência, de acordo com as normas de 
ensaio, são determinados com a fração do solo que passa na peneira #40 
(com 0,42 mm de abertura) e que as umidades geralmente se referem a todo o solo. 
Portanto, a equação acima só pode ser aplicada diretamente quando o solo passa 
totalmente na peneira #40. Havendo material retido nesta peneira, deve-se levar em 
consideração, ainda que qualitativamente, que os grãos da fração mais grossa 
requerem menos água para o seu recobrimento. 
 
O índice de consistência é especialmente representativo do comportamento de solos 
sedimentares. Quando estes solos se formam, o teor de umidade é muito elevado e a 
resistência é muito reduzida. À medida que novas camadas se depositam sobre as 
primeiras, o peso deste material provoca a expulsão de água dos vazios do solo, com 
a consequente redução do índice de vazios e ganho de resistência. Da mesma forma, 
quando uma amostra de argila é seca lentamente, nota-se que ela ganha resistência 
progressivamente. 
 
Tem sido proposto que a consistência das argilas seja estimada por meio do índice de 
consistência, conforme a tabela 11 a seguir. Esta tabela apresenta valores 
aproximados e é aplicável a solos amolgados (ou remoldados) e saturados. Seu valor 
é primordialmente didático, no sentido de realçar a dependência da resistência ao teor 
de umidade e, consequentemente, ao adensamento que a argila sofre pela sobrecarga 
que ela suporta. 
 
 
 
48 
 
Tabela 11 – Estimativa da consistência dos solos por meio do índice de consistência 
(CAPUTO, 1980). 
 
Consistência Índice de consistência 
Muito mole IC < 0 
Mole 0 < IC < 0,50 
Média 0,50 < IC < 0,75 
Rija 0,75 < IC < 1,00 
Dura IC > 1,00 
 
O índice de consistência não tem significado quando aplicado a solos não saturados, 
pois estes podem apresentar elevado índice de vazios e baixa resistência, mesmo que 
sua umidade seja baixa, o que indicaria um índice de consistência alto. 
 
 
 
49 
 
Referências bibliográficas 
 
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2Ffiles.agrouesc.webnode.com%2F200000004-c0ddfc1d49%2FAPOSTILA_SOLOS.PDF&ei=idh-
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Janeiro: ABNT, 1984 (norma cancelada). 
 
ASSOCIAÇÃO BRASILEIRA DE NORMAS TÉCNICAS, “NBR 7180: Solo – 
Determinação do limite de plasticidade”, Rio de Janeiro: ABNT, 1984. 
 
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granulométrica", Rio de Janeiro: ABNT, 1984. 
 
ASSOCIAÇÃO BRASILEIRA DE NORMAS TÉCNICAS, “NBR 7182: Solo – Ensaio de 
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ASSOCIAÇÃO BRASILEIRA DE NORMAS TÉCNICAS, “NBR 7183: Determinação do 
limite e relação de contração de solos”, Rio de Janeiro: ABNT, 1982 (norma 
cancelada). 
50 
 
ASSOCIAÇÃO BRASILEIRA DE NORMAS TÉCNICAS, “NBR 7185: Solo – 
Determinação da massa específica aparente, in situ, com emprego do frasco de areia”, 
Rio de Janeiro: ABNT, 1986. 
 
ASSOCIAÇÃO BRASILEIRA DE NORMAS TÉCNICAS, “NBR 9813: Solo – 
Determinação da massa específica aparente in situ, com emprego de cilindro de 
cravação", Rio de Janeiro: ABNT, 1987. 
 
ASSOCIAÇÃO BRASILEIRA DE NORMAS TÉCNICAS, “NBR 12004: Solo – 
Determinação do índice de vazios máximo de solos não coesivos”, Rio de Janeiro: 
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Determinação do índice de vazios mínimo de solos não coesivos”, Rio de Janeiro: 
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