Propriedade das particulas sólidas

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3. PROPRIEDADES DAS PARTÍCULAS SÓLIDAS 
 
 
A forma das partículas minerais é também uma das características que regem o 
comportamento mecânico do solo. Neste capítulo discute-se de uma maneira simples e objetiva as 
diferentes formas das partículas dos solos, e também das suas estruturas acompanhadas de seus 
respectivos mecanismos. 
 
 
3.1 Composição Química e Mineralógica 
 
As propriedades química e mineralógica das partículas dos solos irão depender 
fundamentalmente da composição da rocha matriz e do clima da região. Estas propriedades, por 
sua vez, irão influenciar de forma marcante o comportamento mecânico do solo. 
Os minerais são partículas sólidas inorgânicas que constituem as rochas e os solos, e 
que possuem forma geométrica, composição química e estrutura própria e definidas. Eles podem 
ser divididos em dois grandes grupos: 
• Primários: são encontrados nos solos e sobrevivem a transformação da rocha 
(advêm portanto do intemperismo físico); 
• Secundários: foram formados durante a transformação da rocha em solo (ação do 
intemperismo químico); 
 
As partículas dos solos grossos, dentre as quais se apresentam os pedregulhos, são 
constituídas algumas vezes de agregações de minerais distintos, sendo mais comum, entretanto, 
que as partículas sejam constituídas de um único mineral. Estes solos são formados, na sua maior 
parte, por silicatos (90%) e possuem também na sua composição óxidos, carbonatos e sulfatos. 
• Silicatos – feldspato, quartzo, mica, serpentina; 
• Óxidos – hematita, magnetita, limonita; 
• Carbonatos – calcita, dolomita; 
• Sulfatos – gesso, anidrita. 
 
O quartzo, presente na maioria das rochas, é bastante estável, e em geral resiste bem 
ao processo de transformação rocha-solo. Sua composição química é simples, SiO2, as partículas 
são equidimensionais, como cubos ou esferas e ele apresenta baixa atividade superficial (devido 
ao tamanho de seus grãos). Por conta disto, o quartzo é o componente principal na maioria dos 
solos grossos (areias e pedregulhos). 
Os solos finos possuem uma estrutura mais complexa e alguns fatores, como forças de 
superfície, concentração de íons, ambiente de sedimentação, entre outros que podem intervir no 
seu comportamento. As argilas possuem uma complexa constituição química e mineralógica, 
sendo formadas por sílica no estado coloidal (SiO2) e sesquióxidos metálicos (R2O3), onde R = Al, 
Fe, etc. 
Os feldspatos são os minerais mais atacados pela natureza, dando origem aos argilo-
minerais, que constituem a fração mais fina dos solos, geralmente com diâmetro inferior a 2mm. 
Não só o reduzido tamanho, mas, principalmente, a constituição mineralógica faz com que estas 
partículas tenham um comportamento extremamente diferenciado em relação ao dos grãos de 
silte e areia. 
O estudo da estrutura dos argilo-minerais pode ser facilitado "construindo-se" o argilo-
mineral a partir de unidades estruturais básicas. Este enfoque é puramente didático e não 
representa necessariamente o método pelo qual o argilo-mineral é realmente formado na 
natureza. Assim, as estruturas apresentadas neste capítulo são apenas idealizações. Um cristal 
típico de um argilo-mineral é uma estrutura complexa similar ao arranjo estrutural aqui idealizado, 
mas contendo usualmente substituições de íons e outras modificações estruturais que acabam por
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formar novos tipos de argilo-minerais. As duas unidades estruturais básicas dos argilo-minerais 
são os tetraedros de silício e os octaédros de alumínio (Figura 3.1). Os tetraedros de silício são 
formados por quatro átomos de oxigênio equidistantes de um átomo de silício enquanto que os 
octaedros de alumínio são formados por um átomo de alumínio no centro, envolvido por seis 
átomos de oxigênio ou grupos de hidroxilas, OH-. A depender do modo como estas unidades 
estruturais estão unidas entre si, podemos dividir os argilominerais em três grandes grupos. 
a) Caulinita: formada por uma lâmina silícica e outra de alumínio, que se superpõem 
indefinidamente. A união entre todas as camadas é suficientemente firme (pontes de 
hidrogênio) para não permitir a penetração de moléculas de água entre elas. Assim, 
as argilas cauliníticas são as mais estáveis em presença d'água, apresentando baixa 
atividade e baixo potencial de expansão. 
b) Montmorilonita: formada por uma unidade de alumínio entre duas silícicas, 
superpondo-se indefinidamente. Neste caso a união entre as camadas de silício é 
fraca (forças de Van der Walls), permitindo a penetração de moléculas de água na 
estrutura com relativa facilidade. Os solos com grandes quantidades de 
montmorilonita tendem a ser instáveis em presença de água. Apresentam em geral 
grande resistência quando secos, perdendo quase que totalmente a sua capacidade 
de suporte por saturação. Sob variações de umidade apresentam grandes variações 
volumétricas, retraindo-se em processos de secagem e expandindo-se sob processos 
de umedecimento. 
c) Ilita: possui um arranjo estrutural semelhante ao da montmorilonita, porém os íons 
não permutáveis fazem com que a união entre as camadas seja mais estável e não 
muito afetada pela água. É também menos expansiva que a montmorilonita. 
 
 
Figura 3.1 – Arranjos estruturais típicos dos três principais grupos de argilo-minerais 
 
Fonte: Machado (UFBA) 
 
Como a união entre as camadas adjacentes dos argilo-minerais do tipo 1:1 (grupo da 
caulinita) é bem mais forte do que aquela encontrada para os outros grupos, é de se esperar que 
estes argilo-minerais resultem por alcançar tamanhos maiores do que aqueles alcançados pelos 
argilo-minerais do grupo 2:1, o que ocorre na realidade: Enquanto um mineral típico de caulinita 
possui dimensões em torno de 500 (espessura) x 1000 x 1000 (nm), um mineral de montmorilonita 
possui dimensões em torno de 3x 500 x 500 (nm). 
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A presença de um determinado tipo de argilo-mineral no solo pode ser identificada 
utilizando-se diferentes métodos, dentre eles a análise térmica diferencial, o raio x, a microscopia 
eletrônica de varredura, etc. 
 
 
3.2 Superfície Específica 
 
Denomina-se de superfície específica de um solo a soma da área de todas as partículas 
contidas em uma unidade de volume ou peso. A superfície específica dos argilo-minerais é 
geralmente expressa em unidades como m²/m³ ou m²/g. 
 
𝑠 = 
∑ 𝐴𝑖
𝑃 𝑜𝑢 𝑉
 
 
Onde: 
s: superfície específica, em cm²/g ou cm²/cm³ 
A: área total da superfície, em cm² 
P: peso do solo, em g; 
V: volume do solo, em cm³. 
 
Quanto maior o tamanho do mineral menor a superfície específica do mesmo. Deste 
modo, pode-se esperar que os argilo-minerais do grupo 2:1 possuam maior superfície específica 
do que os argilo-minerais do grupo 1:1. A montmorilonita, por exemplo, possui uma superfície 
específica de aproximadamente 800 m²/g, enquanto que a ilita e a caulinita possuem superfícies 
específicas de aproximadamente 80 e 10 m²/g, respectivamente. A superfície específica é uma 
importante propriedade dos argilo-minerais, na medida em que quanto maior a superfície 
específica, maior vai ser o predomínio das forças elétricas (em detrimento das forças 
gravitacionais), na influência sobre as propriedades do solo (estrutura, plasticidade, coesão, etc.). 
 
 
3.3 Forma das Partículas 
 
Nos solos grossos a forma característica é equidimensional, o qual as três dimensões da 
partícula são de magnitude semelhantes. De acordo com a intensidade e o tempo em que os 
agentes mecânicos tenham atuado na formação destes solos, se produzem variedades na forma 
equidimensional, das quais podem ser arredondadas, subarredondadas, subangulares, ou 
angulares, em escala decrescente (Figura 3.2). 
 
 
Figura 3.2 – Forma das partículas granulares 
 
Fonte: Holtz e Kovacs (1981) 
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A forma arredondada é praticamente esférica, enquantoque 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 sub-
angular, que ao sofrer um processo mais intenso da erosão podem torna-se sub-arredondada. 
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 sub-arredondada e subangular, pois as 
partículas que não se arrastam, não sofrem o efeito da abrasão ou rolamento; naturalmente que o 
anterior é mais correto em partículas de pequeno tamanho, por sua maior facilidade para manter-
se em suspensão. 
Nos solos finos a forma das partículas tende a ser achatada, porque os minerais das 
argilas, em sua maior parte se adotam a forma laminar; com exceção de alguns minerais que 
possuem forma fibrosa. Nestes materiais a influência da forma é muito importante, pois a cada um 
dos dois mencionados corresponde a uma diferente relação entre área e volume da partícula e, 
portanto, uma atividade superficial muito distinta, no que se refere à absorção. 
 
 
Figura 3.3 – Forma das partículas dos solos finos: (a) laminar e (b) fibrosa 
 
 
 
A partícula de forma laminar tem duas dimensões muito maiores que a terceira (Figura 
3.3a); na forma fibrosa uma dimensão da partícula é muito maior que outras duas (Figura 3.3b). A 
forma laminar é a mais frequente nos minerais de argila. A forma fibrosa é muito mais rara 
(haloisita, e algumas outras formas mineralógicas não muito comuns). 
Durante muitos anos acreditou-se que o tamanho das partículas era o fator dominante 
em algumas importantes propriedades mecânicas, concretamente na compressibilidade. Hoje se 
estima que a forma das partículas exerce um papel muito mais preponderante nesta propriedade. 
Uma experiência clássica que prova esta afirmação consiste no preenchimento de 
provetas de 1000 cm³, uma com areia e outra com plaquetas de mica, de tamanho análogo; 
aplicando uma pressão muito pequena na areia com pistão, esta compressão por ser muito 
pequena, que dificilmente se faz sentir; e se as mesmas pressões fossem aplicadas na mica 
podem produzir reduções volumétricas de até 80%. 
A redução de volumes de um solo pode ser alcançada por aplicação de pressão estática, 
por meio de vibração ou por combinação de ambos os métodos. Mesmo que a amostra da areia 
não seja afetada pela pressão estática de forma apreciável, se for aplicada uma vibração se nota 
uma redução volumétrica da ordem de 10%. A vibração afeta também as plaquetas de mica, 
porém menos que a pressão estática. 
Terzaghi foi o primeiro a emitir uma opinião de que a proporção de partículas laminares 
contidas no solo é a causa fundamental da variação tão acentuada observada no comportamento 
dos mesmos, em relação à compressibilidade. 
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A forma das partículas na mistura com dimensões de “argila” (< 2μ) depende da sua 
composição química e da sua estrutura cristalina. Quanto as partículas de argila, dado que a sua 
estrutura cristalina, consiste de uma sucessão de lâminas contendo sílica, alumina, oxigênio e 
hidrogênio, a sua forma corrente é de placas. É o caso das argilas pertencentes aos grupos da 
caulinita, ilita e montmorilonita. A haloisita é uma exceção, pois as suas partículas têm forma 
alongada. 
 
 
3.4 Estrutura dos Solos 
 
Primeiramente convém insistir na afirmação de que o solo nunca é um mero agregado 
desprovido de organização, ao invés disso, suas partículas se dispõem sempre na forma 
organizada, seguindo algumas leis fixas e segundo a ação de forças naturais susceptíveis a 
análises. 
Nos solos formados por partículas relativamente grandes (pedregulhos e areias) as 
forças que intervém na formação de estruturas são bastante conhecidas e seus efeitos são 
relativamente simples de qualificar; por isso, praticamente não existe discussão em relação ao 
mecanismo de estruturação que, por sua vez, pode ser verificada visualmente. 
Por outro lado, nos solos formados por partículas muito pequenas (siltes e argilas), as 
forças que intervém nos processos de estruturação são de caráter muito mais complexo e as 
estruturas resultantes só podem ser parcialmente verificadas por métodos indiretos, relativamente 
complexos e ainda em pleno desenvolvimento. Tudo isso faz que os mecanismos de estruturação 
e ainda as mesmas estruturas resultantes são em relação aos solos, matéria de hipótese. 
Tradicionalmente se tem considerado como básicas para os solos as estruturas simples, 
alveolar e floculenta. Em épocas atuais tem-se procurado superar aquele quadro tradicional 
introduzindo modificações à luz de alguns resultados obtidos em experimentos realizados com 
técnicas mais modernas. Neste contexto, é favorável o surgimento de novas estruturas como é o 
caso da estrutura dispersa, que não estava incluída no quadro tradicional. 
 
 
3.4.1 Estrutura Simples 
 
É aquela produzida quando as forças devidas ao campo gravitacional terrestre são 
claramente predominantes na disposição das partículas, é típica de solos com grãos grossos 
(pedregulhos e areias) de massas comparativamente importantes. As partículas se dispõem 
apoiando-se diretamente umas sobre as outras e cada partícula possuem vários pontos de apoio. 
Como um ponto de vista da engenharia, o comportamento mecânico e hidráulico de um 
solo de estrutura simples, é definido principalmente por suas características, compacidade do 
manto e orientação das partículas. 
O termo compacidade se refere ao grau de acomodação alcançada pelas partículas do 
solo, deixando mais ou menos vazios entre elas. Num solo muito compacto, as partículas sólidas 
que o constituem tem um alto grau de acomodação e a capacidade de deformação sob carga do 
conjunto será pequena. Em solos pouco compactos o grau de acomodação é menor; em solos 
com volumes de vazios e, por consequência as capacidades de deformação, serão maiores. Uma 
base de comparação para ter uma ideia da compacidade alcançável por uma estrutura simples, se 
tem estudado a disposição de um conjunto de esferas iguais. 
Na figura abaixo mostra-se, perfil ou planta, os estados mais soltos e mais compacto 
possível de tal conjunto. Os valores da porosidade (n) e índice de vazios (e) correspondentes a 
ambos os casos podem ser calculadas facilmente. 
 
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As areias naturais muito uniformes em tamanho possuem valores da porosidade e índice 
de vazios muito próximos do acima descrito. Mas nas areias comuns, os valores podem diminuir 
consideravelmente e uma pequena porcentagem de partículas laminares aumenta sensivelmente 
o volume de vazios no estado mais solto; em areias bem graduadas, com ampla gama de 
tamanhos, os estados mais fofos e mais compactos tem valor da porosidade e índice de vazios 
muito menores que os que correspondem a acumulação de esferas iguais. 
Para medir a compacidade de uma camada de estrutura simples, Terzaghi introduziu 
uma relação empírica, determinável em laboratório, chamada Compacidade Relativa (Cr): 
 
𝐶𝑟(%) = 
𝑒𝑚á𝑥 − 𝑒𝑛𝑎𝑡
𝑒𝑚á𝑥 − 𝑒𝑚í𝑛
 
 
Onde: 
emáx = relação de vazios correspondente ao estado mais fofo; 
emín = relação de vazios correspondente ao estado mais compacto; 
enat = relação de vazios da amostra no estado natural. 
 
As determinações do emáx, emín e enat do solo são feitas em laboratório segundo 
procedimentos padronizados. Para o caso de areias grossas e puras, os valores de e nas 
condições mais compactas e mais fofas podem ser determinadas no estado seco ou no estado 
completamente saturado, devendo ser determinadas preferencialmente na primeira condição. 
Nas areias finas deve haver grandediferença nos resultados de acordo com cada 
estado. Além disso, quando se fazem determinações no estado seco, os resultados dependem do 
tempo transcorrido a partir do momento da extração da amostra da estufa ou secador, pois o ar 
pode transmitir umidade. Também influenciam os resultados: o tamanho do recipiente de onde se 
compacta a amostra (para a determinação do emín) e o método de compactação; têm-se propostos 
vários métodos, porém até hoje, nenhum é considerado perfeito. 
Por exemplo, em um solo bem graduado, com 10% de partículas de tamanho menor que 
0,04 mm de diâmetro foi encontrado que sua relação de vazios variava entre 0,57 e 0,62 no 
estado mais fofo, e entre 0,28 e 0,30 no mais compacto; estas flutuações foram atribuídas à 
umidade higroscópica, pois se tem encontrado variações de 0,01 na relação de vazios ao se retirar 
a amostra do secador e expô-la ao ar durante 10 ou 15 minutos. 
Em outra amostra do mesmo solo se obtiveram valores de 0,32 e 0,6 para as relações 
correspondentes aos estados mais compactos e mais fofos, respectivamente. As variações 
anteriores são suficientes para produzir uma diferença na compacidade relativa na ordem de 10%. 
Para tanto, a dita compacidade relativa não pode ser considerada como uma quantidade fixa e, 
em cada caso, deve ser descrito detalhadamente o método de determinação empregado. 
As orientações das partículas de areia sedimentar e na água são mais pronunciadas 
quanto mais se afasta da sua forma esférica; esta orientação produz, como efeito principal, uma 
permeabilidade do solo muito distinta; o efeito aumenta profundamente se o solo contém uma 
porcentagem apreciável de partículas laminares. Ainda em areias naturais com formas 
praticamente equidimensionais o efeito da orientação sobre a permeabilidade é apreciável. 
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3.4.2 Estrutura Alveolar 
 
Esta estrutura é típica de grãos de pequeno tamanho (0,02 mm 
de diâmetro ou algo menor), que se depositam em um meio contínuo, 
normalmente água e, algumas vezes, ar. 
Nestas partículas, a gravidade exerce um efeito que faz com que 
tendam a se sedimentar, mas dada sua pequena massa, outras forças 
naturais podem ter uma magnitude significativa. A partícula, antes de 
chegar ao fundo do depósito, toca a outra partícula já depositada, a força 
de aderência desenvolvida entre ambas, pode neutralizar o peso, fazendo com que a partícula 
seja detida antes de completar seu percurso; outra partícula pode agora ter o mesmo 
comportamento e assim elas poderão chegar a formar um arco, com quantidade importante de 
vazios. 
 
 
3.4.3 Estrutura Floculada 
 
Quando no processo de sedimentação, duas 
partículas de diâmetros menores que 0,02 mm chegam a 
se tocar, se aderem com força e se sedimentam juntas; 
assim, outras partículas podem unir-se ao grupo, 
formando um grumo, com estrutura similar a um painel. 
Este mecanismo produz uma estrutura muito 
frágil e solta, com grande volume de vazios, chamada 
floculenta, ou algumas vezes, alveolar de ordem superior. 
As partículas menores que 0,0002 mm (0,2 
micra) já são consideradas colóides; estas partículas podem permanecer em suspensão 
indefinidamente, pois nelas o peso exerce pouca influência em comparação com as forças 
elétricas desenvolvidas entre as partículas carregadas negativamente; quando duas destas 
partículas tendem a se aproximar, suas cargas exercem uma repulsão que as afasta novamente; 
as vibrações moleculares da água impedem que as partículas se precipitem; o resultado é um 
movimento característico em rápido zig-zag, conhecido como movimento browniano (observado 
pela primeira vez pelo botânico inglês Brown ao estudar suspensões de clorofila no microscópio). 
Por esse mecanismo, as partículas coloidais do solo em suspensão não se sedimentam 
jamais. As cargas elétricas das partículas coloidais podem, sem dúvida, neutralizar-se sob a 
influência da adição de íons de carga positiva oposta: um eletrólito, por exemplo, os ácidos 
clorídricos, quando se dissocia em água origina íons positivos e negativos (Cl- e H+). Pelo efeito 
dos íons H- em solução, os colóides neutralizam suas cargas e chocam entre si, mantendo unidos 
pelas forças de aderência que se desenvolvem. Desta maneira podem começar a formar flocos de 
massa maior, que tendem a se depositar. 
Na água do mar, os sais atuam como eletrólito, fazendo possível a geração do 
mecanismo antes descrito: nas águas naturais a dissociação normal de algumas moléculas (H+, 
OH-) que sempre são geradas ou a presença de sais levam ao mesmo efeito. 
Os flocos se unem entre si para formar painéis, que se depositam conjuntamente, 
formando novos painéis ao tocar o fundo e dando lugar a uma forma extraordinariamente difusa de 
estrutura floculenta. 
 
 
3.4.4 Estruturas Compostas 
 
Considera-se que as estruturas anteriores raramente se apresentam “puras” na 
natureza, pois a sedimentação compreende partículas de todos os tamanhos e tipos, para as que 
regem as leis da natureza de modo diferente. Segundo as ideias até aqui expostas sobre 
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estruturação, seria comum encontrar nos solos reais estruturas como a ilustrada na Figura 3.4. 
Nestas formações define-se um esqueleto constituído por grãos grossos e massas coloidais de 
flocos que proporcionam união entre elas. 
A estrutura é formada em condições que permitem a sedimentação de partículas grossas 
e finas simultaneamente; isto ocorre frequentemente na água do mar ou lagos, com conteúdo 
apreciável de sais, pois neste caso o efeito floculante dos sais coexiste com o arraste de ventos, 
correntes de água, etc. 
O processo de acúmulo de sedimentos acima de um certo nível faz com que as camadas 
inferiores se consolidem sob o peso das sobrejacentes; as partículas mais grossas se aproximam 
fazendo com que a argila floculada ao tocar o fundo diminua de volume; a compressão resultante 
da argila é maior nas zonas onde se encontre mais confinada, isto é, nas regiões de aproximação 
entre os grãos mais grossos, sempre que não haja fluxo lateral da massa nestas regiões. Se o 
incremento da carga é rápido, existirá um fluxo lateral e, consequentemente, a massa coloidal 
sofrerá um decréscimo de volume mais uniforme; mas na natureza a carga cresce muito 
lentamente, pelo que o fluxo lateral tende a se produzir em escala muito menor e as propriedades 
tixotrópicas da matéria coloidal podem ajudar eficazmente no impedimento quase por completo. 
 
 
Figura 3.4 – Representação de uma Estrutura Composta 
 
Fonte: Caputo (1988) 
 
Assim se produz nas regiões de aproximação entre os grãos grossos uma liga argilosa 
coloidal altamente consolidada, que define fundamentalmente a capacidade do esqueleto para 
suportar cargas. Estas ligas argilosas estão sujeitas a pressões muito maiores que o meio da 
massa do solo, mesmo que a argila preencha os vazios do esqueleto se mantenha branda e solta, 
sujeito a pressões comparativamente muito menores. 
É fácil entender a diferença que apresentam as argilas nas propriedades mecânicas 
quando se encontram nos estados indeformado e deformado. O amolgamento destrói a liga de 
argila altamente consolidada entre as partículas grossas e permite que a argila a cubra em volta, 
atuando como lubrificante entre elas; como resultado, a consistência no estado amolgado será 
muito fraca. Embora não sejam destruídas as ligações consolidadas, a argila se comporta 
elasticamente e possui resistência à ação das cargas, que depende principalmente da pressão a 
que foi consolidada na natureza; a deformação da massa decresce a uma maior consolidação 
prévia e a uma maior diferença entre a pressão nas zonas argilosas de envolvimento e a pressão 
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média em toda a massa: esta diferença é tanto maior quanto mais complexa for a estrutura (argila 
marinha, por exemplo). 
Alguns autores têm atribuído exclusivamentea diferença de comportamento mecânico 
das argilas, entre o estado inalterado e amolgado, às propriedades tixotrópicas destes materiais. 
Com efeito, a tixotropia produz certa rigidez reversível na massa plástica, aumentando a 
aderência nos pontos de contato: como este aumento depende da posição relativa das partículas, 
existe uma deformação crítica que rompe a aderência e devolve a fraqueza ao material. É muito 
provável como dito anteriormente, que a tixotropia coopere com a formação da estrutura composta 
e a coerência de seu esqueleto, impedindo o fluxo lateral da massa coloidal nas regiões de 
predominância de grãos grossos: assim quanto maior grau a propriedade se apresente nas 
massas coloidais, é maior a possibilidade de manter-se no depósito muito solto sob grandes 
cargas. Sem dúvida, a resistência do material da liga de argila, não é função da tixotropia, senão 
da intensa concentração da carga daquelas ligas, a qual, por sua vez, depende da estrutura 
adotada e da carga máxima do extrato já tenha suportado ao longo da sua história geológica. 
 
 
3.4.5 Estrutura em “Castelo De Cartas” 
 
Alguns investigadores como Goldschmidt e Lambe tem sugerido uma interpretação 
diferente sobre a gênese de uma estrutura floculenta e a estrutura resultante entre si. Segundo 
estas ideias a forma lamelar típica dos minerais de argila é fundamental no resultado da 
estruturação dos solos finos. 
As investigações realizadas em partículas de caulinitas, ilitas e montmorilonitas 
demonstram que os seus comprimentos são da mesma ordem das suas larguras e que as 
espessuras variam de 1/100 destas dimensões nas montmorilonitas, a 1/10 nas caulinitas, 
ocupando as ilitas uma posição intermediária. Com estes dados é possível estimar a superfície 
específica destas partículas (metro quadrado de área superficial por grama de peso) é da ordem 
de 10 em caulinitas, 80 nas ilitas e 800 nas montmorilonitas; estes valores cobrem toda sua 
importância ao considerar a ação das forças superficiais 
como fator que intervém na estruturação, não sendo difícil 
conceber que tal fator chegue a ser determinante. 
Além disso, nas investigações de referência 
nota-se que, embora a partícula do solo tenha carga 
negativa parece certo que nas suas arestas exista uma 
concentração de carga positiva que faz com que essa 
zona localizada se atraia com outra superfície qualquer de 
uma partícula vizinha. Tomando isto como consideração, 
os investigadores mencionados propuseram para as 
argilas uma estrutura denominada de “castelo de cartas”. 
Deve ser notado que, segundo esta hipótese de estruturação, também oferece ao solo 
um importante volume de vazios e que os reflexos anteriores sobre consolidação das zonas baixas 
sob o peso das sobrejacentes conservam a sua validez. 
 
 
3.4.6 Estrutura Dispersa 
 
Alguns estudos têm indicado que uma hipótese estrutural do tipo de “castelo de cartas”, 
na qual as partículas têm contatos mútuos, embora se possa aceitar como real em muitos casos, 
talvez não seja a mais estável. 
Qualquer perturbação que possa existir, como deformação por esforço cisalhante, tende 
a diminuir os ângulos entre as diferentes lamelas do material. Conforme isso esteja ocorrendo, 
atuam entre as partículas pressões osmóticas inversamente proporcionais ao espaçamento entre 
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elas. As pressões osmóticas tendem a fazer com que as partículas se separem e assumam uma 
posição tal como mostrado esquematicamente na Figura 3.5. 
Em (a) e (b) mostra-se o mecanismo pelo qual a pressão osmótica tende a atuar, para 
chegar a uma condição mais uniforme, em que as partículas se separem. Mostra-se em (c) a 
estrutura na condição final. 
É fácil perceber que as estruturas em “castelo de cartas” ou dispersa podem gerar 
estruturas compostas análogas aquelas já tratadas com as formas estruturais mais clássicas. 
 
 
Figura 3.5 – Representação esquemática da estrutura dispersa