FORMAÇÃO DOS SOLOS. FORMA DAS PARTÍCULAS. ESTRUTURA DOS SOLOS

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1 FORMAÇÃO DOS SOLOS. FORMA DAS PARTÍCULAS. ESTRUTURA DOS SOLOS INTRODUÇÃO A Mecânica dos Solos lida com várias propriedades e características dos solos avaliadas por meio de exames e ensaios laboratoriais executados sobre amostras de solos. Nos problemas ideais, as grandes massas de solo são consideradas homogêneas de forma que as propriedades físicas em qualquer ponto dessa massa sejam idênticas àquelas determinadas em laboratório com algumas amostras representativas do terreno. Mas como infelizmente os solos resultam de processos naturais complexos esse processo não pode ser considerado verdadeiro, pois a situação raramente corresponde à realidade, porque a maioria dos solos naturais é heterogênea. Assim, para avaliar conscientemente as propriedades de uma extensa massa de solo a partir de ensaios laboratoriais executados com um número limitado de amostras é fundamental compreender os processos responsáveis pela formação dos solos e como estes influenciam nas respectivas propriedades. É uma crença comum de que o solo é um agregado de partículas orgânicas e inorgânicas sujeita a uma desorganização total. Na realidade se trata de um conjunto apresentando propriedades que variam segundo uma organização definida. Geralmente as propriedades na direção vertical variam muito mais rapidamente que na horizontal. Conforme já comentado anteriormente, o solo é uma complexa mistura de matéria inorgânica que pode ou não conter resíduos orgânicos decompostos e outras substâncias que cobrem a crosta terrestre. É formado por processos climáticos, representados pela desintegração e decomposição das rochas e minerais na/ou próxima à superfície em partículas cada vez menores sob a ação de agentes naturais físicos (ou mecânicos) e químicos. Os dois últimos tipos de fatores sempre agem simultaneamente. As rochas sofrem alterações devidas a ações climáticas como oscilações de temperatura, do vento e da água, ações químicas (oxidação, hidratação, hidrólise, carbonatação, plantas e animais) que são provocadas pela água ou microorganismos, especialmente quando contém ácidos carbônicos, agindo ao longo do tempo. Todas as rochas que se encontram na litosfera (parte sólida da Terra) estão sujeitas a estas ações. As alterações isoladas ou simultâneas modificam e fragmentam as rochas existentes, transportam e reúnem estes fragmentos para originar novos sedimentos. Os processos que atuam na superfície da crosta terrestre são da maior importância porque não só permitem interpretar e compreender a formação de um determinado tipo de rochas (rochas sedimentares), mas são também responsáveis pelas imposições naturais das formas da superfície terrestre. Utilizando o princípio da uniformização, um dos conceitos fundamentais em Geologia, ou seja, rochas semelhantes se formaram no passado por processos semelhantes aos atuais, pode-se interpretar a história da evolução da amostra da rocha sedimentar em estudo e reproduzir a evolução das formas terrestres. 3:1

2 Embora as rochas sedimentares representem uma pequena porcentagem em relação ao volume, cerca de 5%, o seu estudo reverte-se da maior importância para a Engenharia Civil, pelo fato de cobrirem cerca de 70% da Crosta Terrestre. A superfície da litosfera adquire a sua topografia em função de dois processos: a erosão e a deposição. Os agentes da erosão são as chuvas, rios, oceanos, ondas e gelos que atuando sob a ação da gravidade removem os fragmentos das superfícies das rochas que os originaram expondo-as continuamente ao ataque. Quando estes agentes cessam de atuar ou diminuem de intensidade dão origem a um processo de deposição denominado sedimentação. Cada agente de transporte produz diferentes efeitos erosivos e de deposição de sedimentos. As propriedades destes sedimentos transportados refletem bem os agentes de transporte e de deposição. Os processos de formação dos solos são, pois complexos na medida em que os fatores de erosão e transporte se combinam nas mais diferentes normas, mas aqui serão apenas encarados do ponto de vista dos seus efeitos sobre as propriedades de interesse à Engenharia dos Solos. A forma das partículas minerais é também uma das características muito importantes que regem o comportamento mecânico do solo. Nas seções onde que serão apresentadas este tema discutem-se de uma maneira simples e objetiva as diferentes formas das partículas dos solos, e também das suas estruturas acompanhadas de seus respectivos mecanismos. 3.2 PROCESSOS DE ALTERAÇÃO A alteração ou fragmentação das rochas pode ocorrer através de processos físicos ou químicos. Nos processos físicos não há em geral alteração da composição química ou mineralógica. O processo envolve apenas a fragmentação da rocha em frações menores. No outro processo, a alteração química, ou seja, decomposição da rocha ocorre por meio de reações químicas com possíveis alterações dos minerais da rocha. A alteração mecânica ou física se refere a intemperização das rochas por agentes físicos, tais como variação cíclica da temperatura, ação do congelamento da água que se infiltram nas juntas e fraturas das rochas, ação dos organismos, plantas, etc. Através desses processos chegam a formar areias ou, em alguns siltes, podendo até mesmo a formar argilas em situações muito especiais. A fragmentação da rocha é produzida pelas tensões que se desenvolvem por meio das variações de temperatura, formação de gelo, crescimento de cristais, e crescimento de raízes. A primeira delas resulta das variações diárias de temperatura na superfície provocam o ciclo de expansão e contração do maciço rochoso levando-o ao fraturamento. Se a água penetrar nessas fendas e for levada a uma temperatura de congelamento, a expansão conseqüente da sua massa aumenta a extensão das fendas e pode produzir uma escamação. A continuação desses processos vai levando os fragmentos a dimensões cada vez menores. As plantas ou animais dão também origem a alteração mecânica: as raízes crescendo através das fendas e aumentando-as; os animais incluindo o homem fazendo escavações. A cristalização de sais dá, pela sua expansão, origem ao alargamento e propagação de fendas. Nos climas secos, o impacto de grãos de areia transportados pelo vento provoca uma erosão muito rápida da superfície das rochas. Por outro lado, os produtos de alteração química resultam de ataque dos minerais das rochas pela água do solo. O anidrido carbônico do ar e materiais orgânicos do solo superficial são as fontes comuns para a formação de ácidos que se dissolvem na água e atacam as rochas. Resumindo, os processos de alteração das rochas, representam a resposta a uma mudança de ambiente que ocorre na interface atmosfera-litosfera. Com efeito, os minerais e 3:2

3 textura de muitas rochas podem se originar sob temperaturas muito elevadas e ou a grandes profundidades, não se encontrando, portanto em equilíbrio sob as condições de ambiente que prevalecem na superfície. Os processos de alteração tendem então a restabelecer o equilíbrio sob o novo ambiente físico-químico e assim podem até formar novos minerais com diferentes formas de agrupamento. Na maioria das condições climáticas atuais os processos de alteração física e química se completam. A desagregação é maior na superfície do material exposto ao ar ambiente e assim permitindo a aceleração do processo de alteração química. As reações químicas produzem freqüentemente novos minerais cujo desenvolvimento ajuda a fragmentar ainda mais as rochas podendo chegar a dimensões que os processos mecânicos não conseguiriam alcançar. Mas há climas em que um processo é dominante e as características dos produtos de alteração são conseqüentemente dependentes das condições climáticas. Como a matéria prima dos sedimentos deriva quase sempre de rochas ígneas é fundamental compreender como estas rochas estão sujeitas aos processos de alteração. Os minerais constituintes das rochas ígneas pertencem a três grupos: quartzo, feldspatos e minerais ferromagnesianos (micas, anfibólios, piroxenas e olivinas), que reagem diferentemente aos processos de alteração. O quartzo, apresentando uma estrutura compacta e composição estável, suporta bem as alterações químicas e quando se fragmenta mecanicamente se torna a principal constituinte das areias. Os feldspatos, silicato de alumina, álcalis e cálcio, são quimicamente mais complexos e desagregam com relativa facilidade. As bases fortes, soda, potássio e cal convertem-se em carbonatos e dissolvem-se, enquanto que a alumina e a sílica se combinam com a água para formarem os silicatos hidratados de alumina. Estes novos minerais sãos estáveis sob as novas condições de alteração e constituem os minerais das argilas. Os minerais ferromagnesianos são os menos resistentes à alteração química. Convertese em minerais de argila, sílica coloidal e carbonatos de magnésio, cálcio de ferro. O carbonato de ferro oxidado dá origem à hematita vermelha que hidratada forma a limonita. Em resumo: da alteração das rochas ígneas resulta na permanência do quartzo resistente, a formação de sílica coloidal, mineral argila e hidróxidos de ferro em associação com carbonatos de álcalis e terras alcalinas que são dissolvidas. Geralmente as alterações das rochas não ocorrem de forma regular de cima para baixo. A existência de fraturas e juntas permitem a penetração dos agentes de alteração pelas descontinuidades atingindo-se assim maiores profundidades. A partir das descontinuidades processa-se o ataque químico que é mais intenso nas arestas produzindo blocos arredondados, cujo processo se denomina alteração esferoidal. A decomposição química significa ação de agentes que atacam as rochas modificando sua composição mineralógica ou química. O principal agente é a água, e os mecanismos de ataque mais importantes são a oxidação, a hidratação e a carbonatação. Os efeitos químicos da vegetação têm também um papel de destaque. Estes mecanismos geralmente produzem argilas como produto final da decomposição. Todos os efeitos anteriores se acentuam com a mudança de temperatura, donde se torna freqüente encontrar formações argilosas em zona úmidas e quentes, enquanto que são formações arenosas e siltosas são típicas em zonas mais frias. Nos desertos quentes, a falta de água torna o fenômeno de decomposição não se desenvolverem, e neste caso predominam a formação de areias; ali os efeitos de alternância entre tração e compressão sobre as rochas, produzidos pela elevação e queda periódica e contínua de temperatura são os mecanismos de ataque determinantes. 3:3

4 3.1.1 PRO CES SO FÍSICO QUÍMICO BIOLÓGICO EXEMPLO Decomposição Dilatação térmica Ação do gelo Expansão coloidal Oxidação Carbonatação Hidrólise Hidratação Dissolução Reconstituição química Ação de cunha das raízes Ação dos ácidos orgânicos Ação de animais 3:4 TIPO E IMPORTÂNCIA DOS EFEITOS Efeitos secundários Redução das dimensões dos fragmentos e aumento da área das superfícies de ataque Permitem-se a composição química Alteração quase completa das propriedades físicas e químicas com aumento sensível de volume Efeitos secundários Combinação de efeitos físicos e químicos As alterações químicas referidas incluem os seguintes processos: oxidação, carbonatação, hidrólise, hidratação, e ação de vegetais e microorganismos. A oxidação ocorre quando um átomo perde um elétron. O elemento de oxigênio combina-se com a substância alterada onde os elétrons se juntam ao oxigênio tornando-o iônico. Não é necessário que o oxigênio esteja presente, pois o Fe se oxida formando FeS, FeS 2 e FeCl 3. A oxidação dos minerais pelo oxigênio gasoso ocorre pela ação intermediária da água, onde ele se dissolve dependendo do potencial oxidante da mistura da pressão parcial do oxigênio gasoso e da acidez da mistura. Assim, a presença da mistura promove a oxidação que é usualmente acompanhada pela hidratação. Muitas rochas têm ferro em forma de sulfitos ou óxidos e nestes casos a grande afinidade do estado ferroso pelo oxigênio explica a fácil alteração química para dar origem a compostos ferrosos. A oxidação é por vezes acompanhada por diminuição ou aumento de volume da rocha. A carbonatação é uma das reações dominantes e resulta da reação de ácido carbônico com bases. A água da chuva capta o anidrido carbônico do ar e a solução ataca os feldspatos, horneblenda e olivina sob condições normais de temperatura e pressão. A carbonatação de silicatos é acompanhada de ma liberação de sílica sob a forma de quartzo ou de sílica coloidal. A hidrólise é uma reação entre os íons H + e OH - da água com o elemento ou íons de um mineral da rocha. É uma reação importante para os silicatos. A hidratação é uma reação envolve a absorção química da água dando origem a um aumento de volume o que ocasiona a fragmentação durante a expansão conseqüente. Os minerais mais afetados são os silicatos, sulfatos e óxidos de ferro e alumina. Não se deve crer de que as regras anteriores sejam imutáveis pois a natureza atua com tal complexidade que desafia qualquer regra. Por exemplo, nos paises frios ou secos podem existir formações argilosas importantes, quando a força de corrente de água traz condições favoráveis para formar um depósito. A origem dos solos deve, portanto a variedade considerável de causas que excede toda capacidade de descrição detalhada. O resultado destas causas é uma imensa diversidade de tipos de solos resultantes. Também deve ser notado que a sua formação tem ocorrido através de Eras Geológicas, tal como segue ocorrendo atualmente. 3.3 FATORES QUE CONTROLAM OS PROCESSOS DE ALTERAÇÃO Os fatores que controlam os processos de alteração das rochas estão continuamente relacionados e a sua importância relativa depende de certas condições específicas. A classificação pedológica (Pedologia é definida, no Soil Survey Manual do U.S. of Department of Agriculture, como a ciência que se ocupa dos solos, incluindo a sua natureza, propriedades, formação, comportamento e reação, do seu uso e aproveitamento) se baseia na premissa de

5 que a estrutura, forma, e as propriedades dos solos são controladas por cinco fatores agindo simultaneamente: material parente (rocha mãe); clima; topografia; vegetação e idade. A composição e textura da rocha mãe é importante nos estados iniciais do processo de alteração. A duração de influência da rocha mãe é muito curta nas zonas onde prevalecem condições extremamente úmidas e altas temperaturas. Em regiões áridas a influência da composição da rocha mãe dura indefinidamente. Sob condições diferentes de clima, topografia e tempo podem-se formar solos cauliníticos e montemoriloníticos a partir da mesma rocha mãe. Por outro lado, rochas com composições e textura muito diferentes podem dar origem ao mesmo tipo de solo com uma composição característica dos minerais argilas. Os álcalis e o cátion alcalino e a sua percentagem na rocha mãe é um fator importante para os produtos de alteração que se formam. Assim rochas sem álcalis só podem originar caulinitas ou produtos lateríticos. As rochas ígneas e xistos pelas suas porcentagens de álcalis, cátions alcalinos e alumina, sílica, etc, dão origem a grande variedade de produtos de alteração. O clima através dos seus principais fatores climáticos, temperatura e chuva, tem grande importância no desenvolvimento da alteração das rochas. Climas quentes úmidos promovem rapidamente a alteração dos minerais da rocha mãe. Num clima continuamente úmido, a percolação da água remove os produtos decompostos permitindo a evolução da decomposição, enquanto numa região seca estes produtos podem permanecer in situ. O clima afeta a vegetação e os produtos produzidos pela decomposição da matéria orgânica. Os ácidos orgânicos ativos reagem com os elementos da rocha mãe nos climas temperados úmidos, enquanto que a matéria orgânica é rapidamente destruída por oxidação em climas quentes úmidos. Resumindo: a ação do clima traduz-se por alterações químicas que ocorrem mais facilmente em climas quentes úmidos, pois são atenuadas por baixas temperaturas e praticamente interrompidas com a falta de água; e por alterações mecânicas favorecidas em regiões de variações rápidas de temperatura ou com ação do gelo e predominam, portanto nas regiões subpolares, em desertos e em áreas montanhosas. Assim, as regiões atuais de alteração podem diferenciar-se do seguinte modo: Subpolar: alteração mecânica, principalmente devido à ação da fragmentação produzida pelo gelo. Temperada: alterações físicas e químicas atuando conjuntamente Desértica: alteração mecânica, principalmente devida variação de temperatura. Tropical: alterações químicas profunda, favorecidas por chuvas intensas e temperaturas altas. A percolação e infiltração da água através de material alterado são controladas pela topografia. A topografia influencia no grau de erosão na superfície. Áreas planas baixas estão normalmente completamente saturadas em água em regiões muito chuvosas, o que retarda a alteração. A quantidade e qualidade dos produtos resultantes da decomposição da vegetação são fatores significativos. Onde a vegetação é escassa ou rapidamente oxidável, poucos ácidos orgânicos se formam para atacar as rochas, e pelo contrário em condições frescas e úmidas com vegetação de folhas pequenas, os produtos de decomposição orgânica atacam os silicatos minerais. O fator tempo é muito importante quando a alteração é moderada e a composição da rocha mãe permite a formação de produto de alteração. Com uma ação prolongada a lixiviação (ação da água passando através do material de alteração) e outros processos de alteração acabam por tornar sensíveis os seus lentos efeitos. Uma seção vertical das camadas de um solo desde a superfície até a rocha mãe constitui um perfil do solo, que se divide em horizontes. O horizonte A situa-se na superfície 3:5

6 e nele os minerais e colóides vão sendo removidos por lixiviação. Tem espessura média de duas a três dezenas de centímetros. O horizonte B forma uma bolsa de acumulação para os materiais lavados do horizonte A. A espessura média é da ordem de grandeza do horizonte A, mas pode atingir metros. O horizonte C é muito menos alterado e é a partir dele que se formam os horizontes A e B. O horizonte D constitui a base. O perfil de um solo descrito acima é utilizado pelos geólogos e foi aqui muito enfatizado porque em muitas regiões dispõe-se de mapas ou cartas de solos para fins agrícolas com as respectivas classificações pedológicas que podem constituir um instrumento muito útil de estudo. Mas para evitar confusões de nomenclatura e de critérios de classificação adotados em engenharias de solos, mostra-se no esquema seguinte a relação entre solo pedológico e o solo do ponto de vista da engenharia de solos. Da associação dos fatores que controlam os processos de alteração resultam dois tipos de solos nos climas temperados e um no clima tropical. Denomina-se de podzolização o processo que se desenvolve em climas temperadas úmidos com cobertura de floresta dando origem a solos com concentração de Al e Fe no horizonte B e lixiviação de Ca, Na e Mg (caulinita é a principal forma) Denomina-se de calcificação o processo que se desenvolve em climas temperados secos com cobertura de prado dando origem a solos com concentração de Ca e Mg no horizonte B usualmente sob a forma de carbonatos (montmorilonita é a principal forma). Denomina-se laterização o processo que se desenvolve em climas tropicais e subtropicais dando origem a solos lateríticos que se formam com concentração de Fe e Al no horizonte B; sendo a sílica lixiviada, se a argila é instável, concentrando-se a alumina para se formar uma argila contendo alumina. Em solos lateríticos a alteração é rápida e o caulim é o seu produto final. Por vezes á confusão de terminologia chamando-se erroneamente aos solos lateríticos apenas lateritas. Apresentando-se em seguida as definições que constam do vocabulário de estradas e aeroportos: Solo laterítico: solo cuja fração argilosa tem uma relação molecular SiO 2 /R 2 O 3 <2 e apresenta baixa expansibilidade Terreno laterítico: Terreno com quantidade significativa de lateritas e (ou) de solo laterítico. Considera-se quantidade significativa àquela que confere ao terreno um comportamento laterítico. Laterita: Material de estrutura alveolar, muitas vezes matizado, com cores variando do amarelo ao vermelho mais ou menos escuro e mesmo negro, constituindo cascões contínuos de espessura e dureza variáveis tendo muitas vezes o aspecto de uma escória, ou ainda concreções podzolíticas isoladas de maior ou menor resistência. Os solos residuais revestem-se de particular interesse para os engenheiros pois são abundantes nas províncias ultramarinas da Guiné, Angola e Moçambique. A espessura que os solos residuais podem atingir é um condicionamento muito importante, pois normalmente afeta sensivelmente a concepção, projeto e execução das grandes obras de Engenharia Civil. Soares (1963) indica as seguintes profundidades típicas para solos residuais. Sul dos Estados Unidos (6 a 22m); Angola (8m); sul da Índia ( a 12m); África do Sul (9 a 18m); África Ocidental (10 a 19m); Brasil (10 a 25 m). Os perfis típicos de solo residual dividem-se em 3 zonas mais ou menos diferenciadas: 1. Camada superficial de solo residual com porosidade e grau de saturação baixos (denominada por vezes de zona porosa); 2. Camada de solo residual jovem que por vezes tem aparente a estrutura original da rocha mãe; 3. Camada desintegrada que só pode ser retirada com meios vigorosos. É o horizonte B onde se dá a concentração de Fe e Al que se pode formar a couraça laterítica, que por vezes aflora à superfície em conseqüência da erosão superficial. 3:6

7 Detritos orgânicos, acumulações no solo normalmente ausente em solos desenvolvidos em planícies. O solo: esta zona compreende o verdadeiro solo, desenvolvido por processos de formação deste. A 00 A 0 A 1 A 2 A 3 B 1 B 2 B 3 Folhas soltas e detritos orgânicos, profundamente decompostas. Detritos orgânicos parcialmente decompostos Horizonte escuro contendo matéria orgânica em teor relativamente elevado, mas misturada com matéria mineral Horizonte claro representando a zona de máxima lixiviação Transição para B, mas semelhante a A do que a B. às vezes ausente. Transição para B, mas mais semelhante a B do que a A. às vezes ausente. Horizonte usualmente mais escuro apresentando a zona de acúmulo máximo. Em solos de pradaria esta zona tem um caráter estrutural definido. Representa uma transição entre B e C. Transição para C Material parente alterado. Ocasionalmente ausente (o solo pode estar tão profundamente alterado que nenhum que ainda não esteja incluído como solo encontre entre B e C. Pode incluir zona de acúmulo de CaCO 3 em solos de planícies). C Qualquer estrato sob o solo, como rocha ou uma camada de areia ou argila que não seja do material parente mas podendo afetar o solo sobrejacente D Estrato de base 3:7

8 Horizonte lixiviado A Horizonte de acúmulo por vezes consolidado com cimentos calcários ou ferruginosos B TERRA VEGETAL SOLO PEDOLÓGICO Topo alterado dos depósitos geológicos não convertido em solo para o crescimento de plantas, incluindo o horizonte onde se podem desenvolver estruturas colunares em argilas. C SUBSOLO Depósitos geológicos brandos ou rochas, sólidas ou sem consistência tais como pedregulhos, areias, turfas, etc. Estes podem conter rochas o que em zonas profundas requer investigação. SOLO SOB O PONTO DE VISTA DA ENGENHARIA Depósitos geológicos resistentes e rijos ROCHA 3.4 ALTERAÇÕES DOS SOLOS DEPOIS DA SUA FORMAÇÃO O engenheiro civil quando projetam as suas obras têm que ter em atenção não só as condições e propriedades que estão presentes no início dos trabalhos, mas também saber como evoluirão essas propriedades ao longo da vida das obras. Quer as dimensões que as formas de um determinado depósito e de e as respectivas propriedades podem alterar-se de maneira significativa. Essas alterações podem ocorrer independentemente da atividade do homem enquanto que outras são conseqüências da própria construção. Com a prática o engenheiro aprende que o solo não é inerte e que é bastante sensível ao ambiente, o que se por um lado dificulta a resolução de muitos problemas, por outro os torna bastante interessantes. FATORES QUE INFLUENCIAM O COMPORTAMENTO DOS DEPÓSITOS JÁ FORMADOS Solos sedimentares: Natureza dos sedimentos Tensão Processos de transporte e deposição Natureza do ambiente de deposição Tempo Solos artificiais compactados natureza do solo Água teor de umidade de compactação Ambientais quantidade e tipos de compactação Perturbação FATORES QUE CONTRIBUEM PARA A ALTERAÇÃO DE COMPORTAMENTO DOS SOLOS 3:8

9 No quadro anterior indicam-se os principais fatores que influenciam o comportamento dos solos, alguns dos quais já foram referidos anteriormente. Mencionam-se também os solos artificiais, ou seja, um depósito em que o homem é responsável pelos processos de formação. Tensão: Em geral o aumento de tensões sobre um elemento de solo produzem um aumento da sua resistência ao cisalhamento, uma redução da compressibilidade e uma diminuição da permeabilidade; pelo contrário uma diminuição de tensões produz efeitos contrários, que são, no entanto, bastante menos sensíveis para a mesma variação do valor da tensão. Durante a formação de um depósito as tensões totais impostas às várias camadas vão aumentando à medida que cresce a altura do solo sobre as camadas; e assim as propriedades das camadas de solo vão evoluindo com a formação do depósito. A remoção do solo por erosão faz, pelo contrário, diminuir as tensões aplicadas às camadas de solo subjacentes. Destes fatos resultam duas importantíssimas situações para os solos finos (argilas), e que muito condicionam o seu comportamento. Assim, se um solo está em equilíbrio sob a mínima tensão a que á foi sujeito na sua história geológica é denominada de normalmente adensado, enquanto que quando em equilíbrio sob tensões inferiores aquelas em que tenha sido anteriormente adensado se denomina de pré-adensado. Na engenharia civil há atividades de construção que conduzem a um aumento de tensões no solo e outras que resultam em redução das tensões. O primeiro caso verifica-se, por exemplo, na fundação de uma barragem de terra, e o solo atingido o equilíbrio, ou seja, depois de expulsar parte da água dos seus poros ganham maior resistência, diminuindo a compressibilidade e a permeabilidade. O segundo caso ocorre, por exemplo, na abertura de canais, em que a escavação de materiais reduz as tensões aplicadas no solo diminuindo-se por vezes a resistência o que combinado com o surgimento de outros fatores que provocam a instabilidade, pode conduzir a rupturas do solo. Tempo: O tempo é uma variável dependente para os outros fatores intervenientes na modificação do comportamento dos solos. Com efeito, para que os efeitos das variações de tensões, se façam sentir é necessário dar-se tempo a que a água dos poros do solo seja expulsa ou introduzida o que é fortemente condicionado pela permeabilidade baixa dos solos finos. O tempo como já se referiu é importante para os fenômenos de alteração, quer para os processos químicos quer físicos. Água: Este fator é também muito importante e no capitulo da Introdução foram dados exemplos da sua influência. Em solos finos, principalmente argilosos, e como se referirá mais adiante, a simples presença da água faz com que as forças atrativas existentes entre partículas de argila se reduzem. Já se evidenciou, também, na Introdução, que a água existente nos poros recebe parte das cargas aplicadas ao solo, influenciando assim o seu comportamento. Uma argila que quando seca apresenta resistência apreciável, quando bem misturado com a água, transforma-se num lodo com comportamento fluido. Assim, o aumento do conteúdo de água num solo fino geralmente reduz a resistência. Quer a natureza, que a atividade do homem, produzem variações na quantidade de água nos poros dos solos. Em muitas regiões com épocas secas e chuvosas, o solo é submetido a diferentes condições de umidade. Na época seca, o nível freático baixa e o solo acima dele perde água quer por evaporação, quer por ação da gravidade, ao passo que se fica embebido de água. Estas variações sazonais conduzem a uma sensível variação das propriedades mecânicas do solo. Infelizmente estes fatos são por vezes esquecidos, pois nem sempre os estudos, ensaios e amostragem são feitos na época mais desfavorável. A atividade do homem conduz também a alterações significativas de água no solo. A criação de grandes ou pequenas barragens imerge solos aumentando-lhes a pressão da água nos poros; as execuções de estruturas enterradas exigem por vezes o rebaixamento de níveis freáticos e estes são fatores que não podem ser esquecidos e há que ponderar cuidadosamente 3:9

10 em que medido a conseqüente alteração de comportamento do solo pode vir a afetar as obras previstas. Ambiente: As características básicas dos ambientes de formação de solos, bem como aquelas a que fica sujeito depois da sua formação podem influenciar sensivelmente o seu comportamento. Na alínea seguinte mencionar-se-ão os ambientes de sedimentação mais importantes, referindo apenas aqui, com mais pormenor, dois fatores que podem influenciar o comportamento do solo depois da sua formação, a natureza do fluido dos poros e a temperatura. Uma argila sedimentar ou compactada pode formar-se com um fluido nos poros com ma determinada composição que pode evoluir ao longo da vida do depósito. Como é o caso das argilas marinhas depositadas em água salgada ( 35 gr/l). Por movimentos epirogênicos de levantamento pode a formação argilosa atingir níveis superiores ao do mar e ficar assim sujeita à percolação de águas com teores de sal muito mais baixo do que os da água da mar. Este efeito da lixiviação atuando durante séculos removerá os sais da água dos poros alterando significativamente a composição do fluido dos poros. Como se verá a redução do teor eletrolítico da água entre partículas de argila pode reduzir a atração entre elas e em conseqüência a respectiva resistência ao corte. Quanto à temperatura é normal em solos finos (argilas) que um decréscimo provoque uma expansão do solo e que o ar dissolvido no fluido dos poros se liberte em parte. As argilas depositadas em lagos glaciais sofrem um aumento de temperatura durante o transporte para o laboratório, o que pode por vezes ter influência nas respectivas propriedades. Perturbação: A perturbação é aqui interpretada como um fenômeno mecânico adicional que torna aparente uma desfavorável característica também mecânica do solo e que estava latente. O exemplo mais significativo é o das argilas muito sensíveis, quick clay, que ocorrem na Escandinávia e no Canadá. As partículas destas argilas por serem marinhas têm uma estrutura floculada, isto é, as partículas se agrupam umas em relação às outras segundo topo e face. As forças de contato inicialmente fortes são enfraquecidas por efeito da lixiviação feita por águas de percolação menos salinas que reduzem o teor iônico da água dos poros. Como a estrutura floculada da argila marinha permite a existência de um alto teor de água nos poros, quando a perturbação ocorre rompendo as fracas ligações entre partículas a estrutura floculada passa a dispersa, perdendo a argila a sua existência e passando a comportar-se como um fluido. 3.5 AMBIENTES DE SEDIMENTAÇÃO 3:10

11 Ambiente é um complexo de condições físicas, químicas e biológicas sob as quais os sedimentos se acumulam. Este complexo influencia sensivelmente as propriedades dos depósitos sedimentares no seu ambiente. A figura anterior mostra-se o ciclo das rochas e a fase onde se localiza a atuação do ambiente de deposição. Pelo exame da formação dos depósitos recentes de sedimentos é possível relacionar as características dos sedimentos com o ambiente de deposição, porque é possível apreciá-lo em ação. Quando se estudam as rochas sedimentares e os sedimentos mais antigos, tem de se deduzir o ambiente de deposição a partir das características aparentes das rochas e sedimentos, pois que a terra ou mar ou lago nos quais se depositaram já desapareceram há muito. Os instrumentos de trabalho para essa dedução são a composição e textura da rocha, o tipo de estratos, o conteúdo e tipo de fósseis e a relação entre um estrato e os vizinhos. O conjunto destas características litológicas e paleontológicas denomina-se facies e a partir dele que se pode tentar deduzir as condições sob os quais a rocha ou o deposito se formaram. No esquema abaixo são mencionados diversos tipos de ambientes de deposição bem como os tipos de sedimentos que neles se formam. Elementos do processo Parâmetros de ambiente Materiais do ambiente Energia do ambiente Fatores biológicos do ambiente Elementos da resposta Parâmetros do depósito Propriedades do depósito Variação do espaço Os parâmetros do ambiente são as suas fronteiras naturais (configuração da linha da costa, configuração das margens do lago, profundidade das águas, etc.). Os materiais do ambiente são os meios onde ocorrem sedimentações (em água doce, em água salgada, glaciais, gelo, etc) que nos dá uma idéia da textura, estrutura, composição e mineralogia. A energia do ambiente inclui a energia cinética do vento, da água em movimento e das ondas, o que dá uma idéia das dimensões das partículas, formas das partículas e da textura que se pode prever (laminações, falsas estratificação, etc). Os fatores biológicos do ambiente têm conseqüências mais difíceis de prever. No caso das turfas e carvão os organismos são os principais agentes de sedimentação, os animais escavadores, os efeitos das raízes nos contatos dos depósitos podem afetar, pelas irregularidades ou ligações que criam, o comportamento do solo nas superfícies de contato. Os microorganismos, bactérias podem afetar a química dos sedimentos e até o processo de precipitação dos sedimentos. A área onde um determinado tipo de sedimento se pode depositar num determinado período de tempo está limitada pela extensão geográfica do ambiente no qual ele se pode formar. Assim o depósito nas suas fronteiras laterais muda de facies em conseqüência da sua adaptação à modificação do ambiente. Se delimitarmos os diferentes facies sedimentares da mesma época pode deduzir-se os correspondentes ambientes, e daí, deduzir a posição do mar e da terra neste período, ou seja, a paleografia da superfície terrestre. Assim, rochas ou sedimentos de facies marinha delimitam os mares, depósitos litorais definem as linhas da costa e os depósitos fluviais ou de deserto definem as áreas continentais. Há que ter, no entanto, em consideração que as áreas continentais correspondem mais a regiões de erosão do que de deposição. 3:11

12 Normalmente o estudo da Geologia nos cursos de Engenharia Civil cobre em pormenor todos os processos de superfície, bem como os ambientes de sedimentação e facies. Porque os casos mais correntes de fundação das obras de engenharia civil ocorrem em ambientes fluviais, litorais e de transição mencionar-se-ão alguns problemas e conceitos que já se devem ter presentes: Estrato: Como na sedimentação intervém fundamentalmente a ação de gravidade, os depósitos e as rochas sedimentares formam-se em camadas cada uma estendendo-se por áreas consideráveis, mas de relativa pequena espessura. Estas camadas são denominadas de estratos e porque ocorrem em todas as rochas sedimentares, estas são por vezes referidas como rochas estratificadas. É evidente que se uma camada na sua posição original se sobrepõe a outra camada, esta é necessariamente a mais antiga. Este princípio fundamental da geologia denomina-se lei da sobreposição. Um estrato de sedimentos representa o resultado de um simples ato de sedimentação; é depositado quase que horizontalmente em extensão apreciável, mas de espessura reduzida e limite no topo e na base por planos denominados de estratificação. Cada plano marca uma pausa no processo de deposição. Antes do recomeço da deposição a superfície do estrato pode endurecer, secar ou ser entalhada por vários processos físicos, químicos ou biológicos tornando-se uma superfície mais irregular. Dois estratos nunca são iguais e assim à medida que a sedimentação continua forma-se uma sucessão de estratos individualizados com diferentes estratificações. Esta sucessão de estratos apresentando uma composição semelhante é denominada de formação. Existem quatro tipos principais de estratificação denominadas de estratificação regular, falsa estratificação, estratificação graduada e estratificação descontínua. Estratificação regular - como o nome indica mostra uma seqüência de estratos de faces paralelas separadas pelas superfícies de planos de estratificação. Falsa estratificação - é uma estrutura mais complexa e se forma quando as camadas de sedimentos se depositam sobre superfícies inclinadas tal como no talude frontal de um delta ou de uma duna e nas margens inclinadas de canais marinhos ou de rios. As lâminas sedimentares que se depositam no talude são usualmente lenticulares e de curvatura suave. Uma leve erosão da água que sobre elas corra arrasta os materiais mais finos deixando in situ uma superfície de erosão truncando as lâminas inclinadas. Em seguida depositam-se novas lâminas num arranjo semelhante ao da primeira camada formando-se assim um contraste entre a curvatura assintótica na base de cada grupo de lâminas e o plano de erosão no seu topo. Estratificação graduada - é caracterizada por uma variação regular nas dimensões das partículas, numa mesma camada, desde as partículas grosseiras na base até as finas no topo. Este tipo de estratificação pode ocorrer quando os sedimentos transportados têm várias dimensões e são lançadas em águas profundas promovendo-se uma segregação do material até a deposição; também ocorre quando há uma variação sazonal das dimensões das partículas 3:12

13 dos sedimentos como, por exemplo, em lagos que gelam na estação fria (as linhas de água que alimentam o lago nos restantes estações gelam e não abastecem de materiais grosseiros dando-se apenas a sedimentação das partículas finas em suspensão na água do lago). Estratificação descontínua - produz-se por deslocamentos das massas depositadas logo a seguir à sua sedimentação. Devido aos deslocamentos a estratificação original é rompida e as camadas de diferentes tipos de sedimentos ficam misturadas. Estratificação Falsa Estratificação Estratificação regular estratificação graduada descontínua Vale lembrar que a existência de um determinado tipo de estratificação influencia profundamente na concepção e dimensionamento de qualquer projeto de engenharia geotécnica. 3.6 FORMA DAS PARTÍCULAS Nos solos grossos a forma característica é eqüidimensional, o qual as três dimensões da partícula são de magnitude semelhantes. Origina-se pela ação de agentes mecânicos e químicos. Segundo a intensidade e o tempo em que estes agentes mecânicos tenham atuado, se produzem variedades na forma eqüidimensional, das quais podem ser arredondadas, subarredondadas, subangulares, ou angulares, em escala decrescente dos efeitos do ataque dos agentes mecânicos. A forma arredondada é praticamente esférica, enquanto que angulares é a que apresenta arestas e vértices pontiagudos (por exemplo, pedra britada). Quando estas arestas e vértices estão arredondados pelo efeito de rolamento e abrasão mecânica, se tem a forma sub-angular, os quais por um processo mais intenso da erosão podem obter a forma sub-arredondada final. As formas angulares são típicas de areias residuais, e as areias vulcânicas apresentam essa forma em partículas cristalizadas. As areias marinhas são geralmente angulares. A forma arredondada é freqüente nas areias de rio e em algumas formações de praia, se bem que no primeiro caso, predominam as formas sub-arredondada e sub-angular, pois as partículas que não se arrastam, não sofrem o efeito da abrasão ou rolamento; naturalmente que o anterior é mais certo em partículas de pequeno tamanho, por sua maior facilidade para manter-se em suspensão. As areias eólicas são de grão fino e arredondado. Nos solos finos a forma das partículas tende a ser achatada, porque as minerais argilas, em sua maior parte se adotam a forma laminar; 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. a partícula de forma laminar tem duas dimensões muito maiores que a terceira; na forma fibrosa uma dimensão da partícula é muito maior que outras duas. A forma laminar é a mais freqüente 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 3:13

14 propriedade. Tem sido realizada uma experiência clássica como prova desta afirmação, preenchendo provetas de 1000 cm 3, 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. Uma pequena quantidade de plaquetas de mica misturada na areia dá a esta uma característica de compressibilidade abaixo são cargas estáticas notavelmente incrementadas. 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. As partículas maiores designados por pedregulho, areia e silte, podem ter formas arredondadas ou angulosas. As formas das partículas refletem a origem e a história geológica de material. Muitas das partículas dos solos são provenientes dos processos de alteração de rochas tem inicialmente formas angulosas. A subseqüente abrasão durante a seu transporte (pela ação da água, vento ou gelo) reduz as irregularidades. A forma das partículas na mistura com dimensões de argila (< 2µ) depende da sua composição química e da sua estrutura cristalina. Podem consistir em quartzo muito fino ou de outros minerais de rochas, e ter formas arredondadas subangulares ou angulares, dependendo da abrasão sofrida. Estas partículas denominam-se de pó de pedra. Quando 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. A espessura das partículas de argila é da ordem de 10-6 mm, mas sua largura é muitas vezes superior. Nas Figuras seguintes mostram-se aproximadamente as formas das partículas da caulinita e de ilita. Na prática, a forma das partículas pode definir-se qualitativamente comparando-as com formas padrão. Indicam-se nas figuras seguintes as cinco classes de arredondamento das partículas usualmente utilizadas: 3:14

15 3.7 ESTRUTURA DOS SOLOS Serão estudadas agora as disposições adotadas pelas partículas minerais para dar lugar ao conjunto chamado solo. Primeiramente convém insistir na afirmação de que o solo nunca é um mero agregado desprovido de organização; antes ao contrário, suas partículas se dispõem sempre na forma organizada, seguindo algumas leis fixas e segundo a ação de forças naturais susceptíveis a analises. Nos solos formados por partículas relativamente grandes (pedregulhos e areias) as forças que intervém na formação de estruturas são muitas bem 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 reais 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. Assim, no solo, estão variando as idéias muitas investigações a respeito dos mecanismos de estruturação dos solos, sem que, inclusive tenha surgido estruturas que, como a dispersa, não estavam incluídas no quadro tradicional. No que se segue no texto, em primeiro lugar, o conjunto de estruturas e mecanismos de formação tradicionais e, em segundo lugar, algumas idéias de maior aceitação atual. a) ESTRUTURA SIMPLES. É aquela produzida quando as forças devidas ao campo gravitacional terrestre são claramente predominantes na disposição das partículas; é, portanto, solos típicos de grãos grosso (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; a compacidade do manto e a 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 conseqüência as capacidades de deformação, serão maiores. Uma base de comparação para ter uma idéia da compacidade alcançável por uma estrutura simples, se tem estudado a disposição de um conjunto de esferas iguais. Na figura 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. 3:15

16 ESTRUTURA FOFA ESTRUTURA COMPACTA Estrutura compacta: n = 26%; e = 0,35 Estrutura fofa: n = 47,6%; e = 0,91 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 apreciavelmente 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 valos 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 (C r ), emax enat Cr (%) = emax emin onde e max = relação de vazios correspondente ao estado mais fofo e min = relação de vazios correspondente ao estado mais compacto e nat = relação de vazios da amostra no estado natural As determinações do e max, e min e e nat 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 grande diferença nos resultados segundo se tenha determinado num ou outro 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 influem o tamanho do recipiente de onde se compacta a amostra (para a determinação do e min ) e o método de compactação; tem-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 em uma prova 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 fofo, respectivamente. As variações anteriores são suficientes para produzir uma diferença na compacidade relativa na ordem de 10%. Para tanto, dita compacidade relativa não pode se considerar 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 eqüidimensionais o efeito da orientação sobre a permeabilidade é apreciável. 3:16

17 b) ESTRUTURA ALVEOLAR. Esta estrutura se considera típica e grãos de pequeno tamanho (0,02 mm de diâmetro ou algo menores), 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 uma tela, com quantidade importante de vazios, a modo de um painel. As forças de aderência, causadoras destas estruturas são forças superficiais, já mencionadas anteriormente. c) 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. Quando estes grumos ficam ao fundo formam por sua vez painéis de dimensões muito. 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, segundo já foi dito e com as forças moleculares exercidas pela própria água; 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 contidos atuam como eletrólito, fazendo possível a geração de mecanismo antes descrito: nas águas naturais a dissociação normal de algumas moléculas (H +, OH - ) que sempre são geradas, as presenças de sais, etc, 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, no qual o volume sólido pode não representar mais de 5 a 10%. Conforme aumenta o peso devido a sedimentação contínua, as capas inferiores expulsam a água aumentado a consolidação. Durante esse processo, as partículas e grumos se 3:17

18 aproximam entre si e é possível que esta estruturação tão pouco firme no princípio, alcance resistências de importância. d) 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 idéias até aqui expostas sobre estruturação, seria comum encontrar nos solos reais estruturas como a ilustrada abaixo. 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 freqüentemente na água do mar ou lagos, com conteúdo apreciável de sais, donde 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, conseqüentemente, 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. 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. Com as idéias anteriores 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 média em toda a massa: esta diferença é tanto maior quanto mais complexa for a estrutura (argila marinha, por exemplo). Alguns autores têm atribuído exclusivamente a diferença de comportamento mecânico das argilas, entre o estado inalterado e amolgado, às propriedades tixotrópicas destes 3:18

19 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. e) 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 idéias 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 permitiu notar 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 tal como a que mostra a figura abaixo, na qual se denominou castelo de cartas. Deve ser notado que, segundo esta hipótese de estruturação, também corresponde 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. f) ESTRUTURA DISPERSA. Algumas investigações posteriores 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 no que poderia se pensar. Qualquer perturbação que possa existir, como deformação por esforço cisalhante, tende em geral a diminuir os ângulos entre as diferentes lamelas do material. Conforme isso esteja ocorrendo, atuam entre as partículas pressões osmótica inversamente proporcional ao espaçamento entre elas. As pressões osmóticas tendem a fazer com que as partículas se separem e assumam uma posição tal como mostrado esquematicamente na na figura a seguir. Em (a) e (b) desta figura mostra-se o mecanismo pelo qual a pressão osmótica 3:19

20 tende a atuar, para chegar a uma condição mais uniforme, que as partículas se separem. Mostra-se em (c) a estrutura na condição final. Deve-se notar que o conjunto de estruturas antes descrito sumariamente não constitui uma série de reais possibilidades na natureza, senão, simplesmente algumas das hipóteses de estruturação de que se comenta atualmente. Muitos investigadores, que aceitam alguma das explicações anteriores, rechaçam outras e não existe um pleno acordo a esse respeito. Também há de ser observado que com as estruturas em castelo de cartas ou dispersa podem gerar estruturas compostas análogas às já tratadas com as formas estruturais mais clássicas. 3.8 COMPOSIÇÃO DAS PARTÍCULAS Pode parecer à primeira vista que a composição das partículas de um solo é uma característica muito importante deste. No entanto, não existem correlações práticas entre a composição das partículas de um solo e os seus comportamentos. O que é importante é que ajuda na interpretação e a compreensão desse comportamento. A natureza e arranjo dos átomos em uma partícula de solo, isto é, a sua composição química, influencia de forma significativa na permeabilidade, compressibilidade, resistência ao cisalhamento e na propagação de tensões nos solos, especialmente aqueles de natureza mais fina. Existem, com efeito, certos minerais que conferem propriedades especiais. Já se referiu anteriormente que a montmorilonita dá grande expansibilidade ao solo. Também a haloisita, com as suas formas alongadas, dá origem a solos com pesos específicos muito baixos. Estas e muitas outras razões que serão referidas mais tarde justificam que a base indispensável na compreensão dos fundamentos do comportamento das argilas e em particular como evolui no tempo, é afetado pela pressão e ambiente. Apresentar-se-ão alguns elementos de mineralogia das argilas e descrever-se-ão alguns minerais de interesse para o engenheiro civil. As partículas de solo podem ser orgânicas ou inorgânicas. As partículas inorgânicas são minerais. Um mineral é um elemento ou um composto químico natural (tem composição química que pode ser expressa por uma fórmula) formado por processos naturais. Os minerais classificam-se de acordo com a natureza e arranjo dos seus átomos. Os mais importantes são os silicatos, pois que mais de 90% do peso dos solos existentes na terra são minerais de silicatos. 3:20