Universidade Federal da Bahia Escola PolitcnicaDepartamento de Cincia e Tecnologia dos Materiais

(Setor de Geotecnia)

MECNICA DOS SOLOS IConceitos introdutrios

Autores: Sandro Lemos Machado e Miriam de Ftima C. Machado

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MECNICA DOS SOLOS IConceitos introdutrios

SUMRIO1. INTRODUO AO CURSO. 3

1.1 Importncia do estudo dos solos 31.2 A mecnica dos solos, a geotecnia e disciplinas relacionadas. 31.3 Aplicaes de campo da mecnica dos solos. 41.4 Desenvolvimento do curso. 4

2. ORIGEM E FORMAO DOS SOLOS. 52.1 Conceituao de solo e de rocha. 52.2 Intemperismo. 52.3 Ciclo rocha solo. 72.4 Classificao do solo quanto a origem e formao. 9

3. TEXTURA E ESTRUTURA DOS SOLOS. 163.1 Tamanho e forma das partculas. 163.2 Identificao tctil visual dos solos. 173.3 Anlise granulomtrica. 193.4 Designao segundo NBR 6502. 223.5 Estrutura dos solos. 233.6 Composio qumica e mineralgica 24

4. FASES SLIDA GUA AR. 274.1 Fase slida. 274.2 Fase gasosa. 274.3 Fase lquida. 27

5. LIMITES DE CONSISTNCIA. 285.1 Noes bsicas 285.2 Estados de consistncia. 285.3 Determinao dos limites de consistncia. 295.4 ndices de consistncia 315.5 Alguns conceitos importantes. 32

6. CLASSIFICAO DOS SOLOS. 356.1 Classificao segundo o Sistema Unificado de Classificao dos Solos (SUCS). 366.2 Classificao segundo a AASHTO. 41

7. NDICES FSICOS. 457.1 Generalidades. 457.2 Relaes entre volumes. 457.3 Relao entre pesos e volumes pesos especficos ou entre massas e volumes

massa especfica. 467.4 Diagrama de fases. 477.5 Utilizao do diagrama de fases para a determinao das relaes entre os diversos

ndices fsicos. 487.6 Densidade relativa 487.7 Ensaios necessrios para determinao dos ndices fsicos. 49

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7.8 Valores tpicos. 50

8. DISTRIBUIO DE TENSES NO SOLO 518.1 Introduo. 518.2 Tenses em uma massa de solo. 518.3 Clculo das tenses geostticas. 538.4 Exemplo de aplicao. 558.5 Acrscimos de tenses devido cargas aplicadas. 56

9. COMPACTAO. 729.1 Introduo 729.2 O emprego da compactao 729.3 Diferenas entre compactao e adensamento. 729.4 Ensaio de compactao 739.5 Curva de compactao. 739.6 Energia de compactao. 759.7 Influncia da compactao na estrutura dos solos. 769.8 Influncia do tipo de solo na curva de compactao 769.9 Escolha do valor de umidade para compactao em campo 779.10 Equipamentos de campo 789.11 Controle da compactao. 809.12 ndice de suporte Califrnia (CBR). 82

10. INVESTIGAO DO SUBSOLO. 8510.1 Introduo. 8510.2 Mtodos de prospeco geotcnica. 86

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1. INTRODUO AO CURSO

Quase todas as obras de engenharia tm, de alguma forma, de transmitir as cargassobre elas impostas ao solo. Mesmo as embarcaes, ainda durante o seu perodo deconstruo, transmitem ao solo as cargas devidas ao seu peso prprio. Alm disto, emalgumas obras, o solo utilizado como o prprio material de construo, assim como oconcreto e o ao so utilizados na construo de pontes e edifcios. So exemplos de obrasque utilizam o solo como material de construo os aterros rodovirios, as bases parapavimentos de aeroportos e as barragens de terra, estas ltimas podendo ser citadas comopertencentes a uma categoria de obra de engenharia a qual capaz de concentrar, em um slocal, uma enorme quantidade de recursos, exigindo para a sua boa construo umagigantesca equipe de trabalho, calcada principalmente na interdisciplinaridade de seuscomponentes. O estudo do comportamento do solo frente s solicitaes a ele impostas porestas obras portanto de fundamental importncia. Podese dizer que, de todas as obras deengenharia, aquelas relacionadas ao ramo do conhecimento humano definido como geotecnia(do qual a mecnica do solos faz parte), so responsveis pela maior parte dos prejuzoscausados humanidade, sejam eles de natureza econmica ou mesmo a perda de vidashumanas. No Brasil, por exemplo, devido ao seu clima tropical e ao crescimento desordenadodas metrpoles, um sem nmero de eventos como os deslizamentos de encostas ocorrem,provocando enormes prejuzos e ceifando a vida de centenas de pessoas a cada ano. Vsedaqui a grande importncia do engenheiro geotcnico no acompanhamento destas obras deengenharia, evitando por vezes a ocorrncia de desastres catastrficos. ! " "

Por ser o solo um material natural, cujo processo de formao no depende de formadireta da interveno humana, o seu estudo e o entendimento de seu comportamento dependede uma srie de conceitos desenvolvidos em ramos afins de conhecimento. A mecnica dossolos o estudo do comportamento de engenharia do solo quando este usado ou comomaterial de construo ou como material de fundao. Ela uma disciplina relativamentejovem da engenharia civil, somente sistematizada e aceita como cincia em 1925 porTerzaghi (Terzaghi, 1925), que conhecido com todos os mritos, como o pai da mecnicados solos.

Um entendimento dos princpios da mecnica dos slidos essencial para o estudo damecnica dos solos. O conhecimento e aplicao de princpios de outras matrias bsicascomo fsica e qumica so tambm teis no entendimento desta disciplina. Por ser ummaterial de origem natural, o processo de formao do solo, o qual estudado pela geologia,ir influenciar em muito no seu comportamento. O solo, como veremos adiante, ummaterial trifsico, composto basicamente de ar, gua e partculas slidas. A parte fluida dosolo (ar e gua) pode se apresentar em repouso ou pode se movimentar pelos seus vaziosmediante a existncia de determinadas foras. O movimento da fase fluida do solo estudadocom base em conceitos desenvolvidos pela mecnica dos fluidos. Podese citar ainda algumasdisciplinas, como a fsica dos solos, ministrada em cursos de agronomia, como de grandeimportncia no estudo de uma mecnica dos solos mais avanada, denominada de mecnicados solos no saturados. Alm disto, o estudo e o desenvolvimento da mecnica dos solos sofortemente amparados em bases experimentais, a partir de ensaios de campo e laboratrio.

A aplicao dos princpios da mecnica dos solos para o projeto e construo defundaes denominada de "engenharia de fundaes". A engenharia geotcnica (ou

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geotecnia) pode ser considerada como a juno da mecnica dos solos, da engenharia defundaes, da mecnica das rochas, da geologia de engenharia e mais recentemente dageotecnia ambiental, que trata de problemas como transporte de contaminantes pelo solo,avaliao de locais impactados, projetos de sistemas de proteo em aterros sanitrios, etc. #" $" % & "

Fundaes: As cargas de qualquer estrutura tm de ser, em ltima instncia,descarregadas no solo atravs de sua fundao. Assim a fundao uma parte essencial dequalquer estrutura. Seu tipo e detalhes de sua construo podem ser decididos somente com oconhecimento e aplicao de princpios da mecnica dos solos.

Obras subterrneas e estruturas de conteno: Obras subterrneas como estruturasde drenagem, dutos, tneis e as obras de conteno como os muros de arrimo, cortinasatirantadas somente podem ser projetadas e construdas usando os princpios da mecnica dossolos e o conceito de "interao soloestrutura".

Projeto de pavimentos: o projeto de pavimentos pode consistir de pavimentosflexveis ou rgidos. Pavimentos flexveis dependem mais do solo subjacente para transmissodas cargas geradas pelo trfego. Problemas peculiares no projeto de pavimentos flexveis soo efeito de carregamentos repetitivos e problemas devidos s expanses e contraes do solopor variaes em seu teor de umidade.

Escavaes, aterros e barragens: A execuo de escavaes no solo requerfreqentemente o clculo da estabilidade dos taludes resultantes. Escavaes profundaspodem necessitar de escoramentos provisrios, cujos projetos devem ser feitos com base namecnica dos solos. Para a construo de aterros e de barragens de terra, onde o solo empregado como material de construo e fundao, necessitase de um conhecimentocompleto do comportamento de engenharia dos solos, especialmente na presena de gua. Oconhecimento da estabilidade de taludes, dos efeitos do fluxo de gua atravs do solo, doprocesso de adensamento e dos recalques a ele associados, assim como do processo decompactao empregado essencial para o projeto e construo eficientes de aterros ebarragens de terra. ' ($ ) )

Este curso de mecnica dos solos pode ter sua parte terica dividida em duas partes:uma parte envolvendo os tpicos origem e formao dos solos, textura e estrutura dos solos,anlise granulomtrica, estudo das fases arguapartculas slidas, limites de consistncia,ndices fsicos e classificao dos solos, onde uma primeira aproximao feita com o temasolos e uma segunda parte, envolvendo os tpicos presses geostticas, compactao,permeabilidade dos solos, compressibilidade dos solos, resistncia ao cisalhamento eempuxos de terra, onde um tratamento mais fundamentado na tica da engenharia civil dadoaos solos.

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2. ORIGEM E FORMAO DOS SOLOS.

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Quando mencionamos a palavra solo j nos vem a mente uma idia intuitiva do que setrata. No linguajar popular a palavra solo est intimamente relacionada com a palavra terra, aqual poderia ser definida como material solto, natural da crosta terrestre onde habitamos,utilizado como material de construo e de fundao das obras do homem. Uma definioprecisa e teoricamente sustentada do significado da palavra solo contudo bastante difcil, demodo que o termo solo adquire diferentes conotaes a depender do ramo do conhecimentohumano que o emprega. Para a agronomia, o termo solo significa o material relativamentefofo da crosta terrestre, consistindo de rochas decompostas e matria orgnica, o qual capazde sustentar a vida. Desta forma, os horizontes de solo para agricultura possuem em geralpequena espessura. Para a geologia, o termo solo significa o material inorgnico noconsolidado proveniente da decomposio das rochas, o qual no foi transportado do seu localde formao. Na engenharia, conveniente definir como rocha aquilo que impossvelescavar manualmente, que necessite de explosivo para seu desmonte. Chamamos de solo, arocha j decomposta ao ponto granular e passvel de ser escavada apenas com o auxlio de pse picaretas ou escavadeiras.

A crosta terrestre composta de vrios tipos de elementos que se interligam e formamminerais. Esses minerais podero estar agregados como rochas ou solo. Todo solo tem origemna desintegrao e decomposio das rochas pela ao de agentes intempricos ou antrpicos.As partculas resultantes deste processo de intemperismo iro depender fundamentalmente dacomposio da rocha matriz e do clima da regio. Por ser o produto da decomposio dasrochas, o solo invariavelmente apresenta um maior ndice de vazios do que a rocha me,vazios estes ocupados por ar, gua ou outro fluido de natureza diversa. Devido ao seupequeno ndice de vazios e as fortes ligaes existentes entre os minerais, as rochas socoesas, enquanto que os solos so granulares. Os gros de solo podem ainda estarimpregnados de matria orgnica. Desta forma, podemos dizer que para a engenharia, solo um material granular composto de rocha decomposta, gua, ar (ou outro fluido) eeventualmente matria orgnica, que pode ser escavado sem o auxlio de explosivos.

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Intemperismo o conjunto de processos fsicos, qumicos e biolgicos pelos quais arocha se decompe para formar o solo. Por questes didticas, o processo de intemperismo freqentemente dividido em trs categorias: intemperismo fsico qumico e biolgico. Devese ressaltar contudo, que na natureza todos estes processos tendem a acontecer ao mesmotempo, de modo que um tipo de intemperismo auxilia o outro no processo de transformaorochasolo.

Os processos de intemperismo fsico reduzem o tamanho das partculas, aumentandosua rea de superfcie e facilitando o trabalho do intemperismo qumico. J os processosqumicos e biolgicos podem causar a completa alterao fsica da rocha e alterar suaspropriedades qumicas. " -. /

o processo de decomposio da rocha sem a alterao qumica dos seuscomponentes. Os principais agentes do intemperismo fsico so citados a seguir:

Variaes de Temperatura Da fsica sabemos que todo material varia de volumeem funo de variaes na sua temperatura. Estas variaes de temperatura ocorrem entre o

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dia e a noite e durante o ano, e sua intensidade ser funo do clima local. Acontece que umarocha geralmente formada de diferentes tipos de minerais, cada qual possuindo umaconstante de dilatao trmica diferente, o que faz a rocha deformar de maneira desigual emseu interior, provocando o aparecimento de tenses internas que tendem a fraturla. Mesmorochas com uma uniformidade de componentes no tm uma arrumao que permita umaexpanso uniforme, pois gros compridos deformam mais na direo de sua maior dimenso,tendendo a gerar tenses internas e auxiliar no seu processo de desagregao.

Repuxo coloidal O repuxo coloidal caracterizado pela retrao da argila devido sua diminuio de umidade, o que em contato com a rocha gera tenses capazes de fraturla.

Ciclos gelo/degelo As fraturas existentes nas rochas podem se encontrarparcialmente ou totalmente preenchidas com gua. Esta gua, em funo das condieslocais, pode vir a congelar, expandindose e exercendo esforos no sentido de abrir aindamais as fraturas preexistentes na rocha, auxiliando no processo de intemperismo (a guaaumenta em cerca de 8% o seu volume devido arrumao das partculas durante acristalizao). Vale ressaltar tambm que a gua transporta substncias ativas quimicamente,incluindo sais que ao reagirem com cidos provocam cristalizao com aumento de volume.

Alvio de presses Alvio de presses ir ocorrer em um macio rochoso sempreque da retirada de material sobre ou ao lado do macio, provocando a sua expanso, o que porsua vez, ir contribuir no fraturamento, estrices e formao de juntas na rocha. Estesprocessos, isolados ou combinados (caso mais comum) "fraturam" as rochas continuamente, oque permite a entrada de agentes qumicos e biolgicos, cujos efeitos aumentam a fraturaoe tende a reduzir a rocha a blocos cada vez menores. " -0/

o processo de decomposio da rocha com a alterao qumica dos seuscomponentes. H vrias formas atravs das quais as rochas decompemse quimicamente.Podese dizer, contudo, que praticamente todo processo de intemperismo qumico dependeda presena da gua. Entre os processos de intemperismo qumico destacamse os seguintes:

Hidrlise Dentre os processos de decomposio qumica do intemperismo, ahidrlise a que se reveste de maior importncia, porque o mecanismo que leva adestruio dos silicatos, que so os compostos qumicos mais importantes da litosfera. Emresumo, os minerais na presena dos ons H+ liberados pela gua so atacados, reagindo comos mesmos. O H+ penetra nas estruturas cristalinas dos minerais desalojando os seus onsoriginais (Ca++, K+, Na+, etc.) causando um desequilbrio na estrutura cristalina do mineral elevandoo a destruio.

Hidratao Como a prpria palavra indica, a entrada de molculas de gua naestrutura dos minerais. Alguns minerais quando hidratados (feldspatos, por exemplo) sofremexpanso, levando ao fraturamento da rocha.

Carbonatao O cido carbnico o responsvel por este tipo de intemperismo. Ointemperismo por carbonatao mais acentuado em rochas calcrias por causa da diferenade solubilidade entre o CaCo3 e o bicarbonato de clcio formado durante a reao.

Os diferentes minerais constituintes das rochas originaro solos com caractersticasdiversas, de acordo com a resistncia que estes tenham ao intemperismo local. H, inclusive,minerais que tm uma estabilidade qumica e fsica tal que normalmente no sodecompostos. O quartzo, por exemplo, por possuir uma enorme estabilidade fsica e qumica parte predominante dos solos grossos, como as areias e os pedregulhos.

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Neste caso a decomposio da rocha se d graas a esforos mecnicos produzidos porvegetais atravs das razes, por animais atravs de escavaes dos roedores, da atividade deminhocas ou pela ao do prprio homem, ou de ambos, ou ainda pela liberao desubstncias agressivas quimicamente, intensificando assim o intemperismo qumico, seja peladecomposio de seus corpos ou atravs de secrees como o caso dos ourios do mar.

Logo, os fatores biolgicos de maior importncia incluem a influncia da vegetaono processo erosivo da rocha e o ciclo de meio ambiente entre solo e planta e entre animais esolo. Podese dizer que o intemperismo biolgico uma categoria do intemperismo qumicoem que as reaes qumicas que ocorrem nas rochas so propiciadas por seres vivos. ' . 3 " - "

O intemperismo qumico possui um poder de desagregao da rocha muito maior doque o intemperismo fsico. Deste modo, solos gerados em regies onde h a predominnciado intemperismo qumico tendem a ser mais profundos e mais finos do que aqueles solosformados em locais onde h a predominncia do intemperismo fsico. Alm disto,obviamente, os solos originados a partir de uma predominncia do intemperismo fsicoapresentaro uma composio qumica semelhante da rocha me, ao contrrio daquelessolos formados em locais onde h predominncia do intemperismo qumico. 4" . 3 - " -

Conforme relatado anteriormente, a gua um fator fundamental no desenvolvimentodo intemperismo qumico da rocha. Deste modo, regies com altos ndices de pluviosidade ealtos valores de umidade relativa do ar tendem a apresentar uma predominncia deintemperismo do tipo qumico, o contrrio ocorrendo em regies de clima seco. #" *5 ,6

Como vimos, todo solo provm de uma rocha prexistente, mas dada a riqueza dasua formao no de se esperar do solo uma estagnao a partir de um certo ponto. Comoem tudo na natureza, o solo continua suas transformaes, podendo inclusive voltar a serrocha. De forma simplificada, definiremos a seguir um esquema de transformaes que vai domagma ao solo sedimentar e volta ao magma (fig. 2.1).

No interior do Globo Terrestre, graas s elevadas presses e temperaturas, oselementos qumicos se encontram em estado lquido formando o magma (fig. 2.1 6).

A camada slida da Terra, pode romperse em pontos localizados e deixar escapar omagma. Desta forma, haver um resfriamento brusco do magma (fig. 2.1 linha 61), que setransformar em rochas gneas, nas quais no haver tempo suficiente para odesenvolvimento de estruturas cristalinas mais estveis. O processo indicado pela linha 61 denominado de extruso vulcnica ou derrame e responsvel pela formao da rocha gneadenominada de basalto. A depender do tempo de resfriamento, o basalto pode mesmo vir aapresentar uma estrutura vtrea.

Quando o magma no chega superfcie terrestre, mas ascende a pontos maisprximos superfcie, com menor temperatura e presso, ocorre um resfriamento mais lento(fig. 2.1 linha 67), o que permite a formao de estruturas cristalinas mais estveis, e,portanto, de rochas mais resistentes, denominadas de intrusivas ou plutnicas (diabsio, gabroe granito).

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Figura 2.1 Ciclo rocha solo

Podemos avaliar comparativamente as rochas vulcnicas e plutnicas pelo tamanhodos cristais, o que pode ser feito facilmente a olho nu ou com o auxlio de lupas. Cristaismaiores indicam uma formao mais lenta, caracterstica das rochas plutnicas, e viceversa.

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Uma vez exposta, (fig. 2.11), a rocha sofre a ao das intempries e forma os solosresiduais (fig. 2.12), os quais podem ser transportados e depositados sobre outro solo dequalquer espcie ou sobre uma rocha (fig. 2.1 linha 23), vindo a se tornar um solosedimentar.

A contnua deposio de solos faz aumentar a presso e a temperatura nas camadasmais profundas, que terminam por ligarem seus gros e formar as rochas sedimentares (fig.2.1 linha 34), este processo chamase litificao ou diagnese.

As rochas sedimentares podem, da mesma maneira que as rochas gneas, aflorarem superfcie e reiniciar o processo de formao de solo ( fig. 2.1 linha 41), ou de formainversa, as deposies podem continuar e conseqentemente prosseguir o aumento de pressoe temperatura, o que ir levar a rocha sedimentar a mudar suas caractersticas texturais emineralgicas, a achatar os seus cristais de forma orientada transversalmente presso e aaumentar a ligao entre os cristais (fig. 2.1 linha 45). O material que surge da temcaractersticas to diversas da rocha original, que muda a sua designao e passa a se chamarrocha metamrfica.

Naturalmente, a rocha metamrfica est sujeita a ser exposta (fig. 2.1 linha 51),decomposta e formar solo. Se persistir o aumento de presso e temperatura graas deposiode novas camadas de solo, a rocha fundir e voltar forma de magma (fig. 2.1 linha 56).

Obviamente, todos esses processos. com exceo do vulcanismo e de algunstransportes mais rpidos, ocorrem numa escala de tempo geolgica, isto , de milhares oumilhes de anos. ' *5 . % + 0 ! 7". -% +

H diferentes maneiras de se classificar os solos, como pela origem, pela suaevoluo, pela presena ou no de matria orgnica, pela estrutura, pelo preenchimento dosvazios, etc. Neste item apresentarse uma classificao gentica para os solos, ou seja,iremos classificlos conforme o seu processo geolgico de formao.

Nesta classificao gentica, os solos so divididos em dois grandes grupos,sedimentares e residuais, a depender da existncia ou no de um agente de transporte na suaformao, respectivamente. Os principais agentes de transporte atuando na formao dossolos sedimentares so a gua, o vento e a gravidade. Estes agentes de transporte influenciamfortemente nas propriedades dos solos sedimentares, a depender do seu grau de seletividade. ' 8"

So solos que permanecem no local de decomposio da rocha. Para que eles ocorram necessrio que a velocidade de decomposio da rocha seja maior do que a velocidade deremoo do solo por agentes externos.

A velocidade de decomposio depende de vrios fatores, entre os quais atemperatura, o regime de chuvas e a vegetao. As condies existentes nas regies tropicaisso favorveis a degradaes mais rpidas da rocha, razo pela qual h uma predominncia desolos residuais nestas regies (centro sul do Brasil, por exemplo).

Como a ao das intempries se d, em geral, de cima para baixo, as camadassuperiores so, via de regra, mais trabalhadas que as inferiores. Este fato nos permitevisualizar todo o processo evolutivo do solo, de modo que passamos de uma condio derocha s, para profundidades maiores, at uma condio de solo residual maduro, emsuperfcie. A fig. 2.2 ilustra um perfil tpico de solo residual.

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Figura 2.2 Perfil tpico de solo residual. Modificado de Nogueira (1995)Conforme se pode observar da fig. 2.2, a rocha s passa paulatinamente rocha

fraturada, depois ao saprolito, ao solo residual jovem e ao solo residual maduro. Em setratando de solos residuais, de grande interesse a identificao da rocha s, pois elacondiciona, entre outras coisas, a prpria composio qumica do solo.

A rocha alterada caracterizase por uma matriz de rocha possuindo intruses de solo,locais onde o intemperismo atuou de forma mais eficiente.

O solo saproltico ainda guarda caractersticas da rocha me e tem basicamente osmesmos minerais, porm a sua resistncia j se encontra bastante reduzida. Este pode sercaracterizado como uma matriz de solo envolvendo grandes pedaos de rocha altamentealterada. Visualmente pode confundirse com uma rocha alterada, mas apresenta pequenaresistncia ao manuseio. Nos horizontes saprolticos comum a ocorrncia de grandes blocosde rocha denominados de mataces, responsveis por muitos problemas quando do projeto defundaes.

O solo residual jovem apresenta boa quantidade de material que pode ser classificadocomo pedregulho (# > 4,8 mm). Geralmente so bastante irregulares quanto a resistnciamecnica, colorao, permeabilidade e compressibilidade, j que o processo de transformaono se d em igual intensidade em todos os pontos, comumente existindo blocos da rocha noseu interior. Podese dizer tambm que nos horizontes de solo jovem e saproltico assondagens a percusso a serem realizadas devem ser revestidas de muito cuidado, haja vistaque a presena de material pedregulhoso pode vir a danificar os amostradores utilizados,vindo a mascarar os resultados obtidos.

Os solos maduros, mais prximos superfcie, so mais homogneos e noapresentam semelhanas com a rocha original. De uma forma geral, h um aumento daresistncia ao cisalhamento do, da textura (granulometria) e da heterogeneidade do solo coma profundidade, razo esta pela qual a realizao de ensaios de laboratrio em amostras desolo residual jovem ou do horizonte saproltico bastante trabalhosa.

No Recncavo Baiano comum a ocorrncia de solos residuais oriundos de rochassedimentares. Um perfil tpico de solo do recncavo Baiano apresentado na fig. 2.3, sendoconstitudo de camadas sucessivas de argila e areia, coerente com o material que foi

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depositado no local. Merece uma ateno especial o solo formado pela decomposio darocha sedimentar denominada de folhelho, muito comum no Recncavo Baiano. Esta rocha,quando decomposta, produz uma argila conhecida popularmente como "massap", que temcomo mineral constituinte a montimorilonita, apresentando grande potencial de expanso napresena de gua. As constantes mudanas de umidade a que o solo est submetido provocamvariaes de volume que geram srios problemas nas construes (aterros ou edificaes)assentes sobre estes solos. A fig. 2.4 apresenta fotos de um perfil de alteraoFlhelho/Massap comumente encontrado em Pojuca, Regio Metropolitana de Salvador. Nafig. 2.4(a) podese notar o aspecto extremamente fraturado do folhelho alterado enquanto nafig. 2.4(b) notase a existncia de uma grande quantidade de trincas de trao originadas pelasecagem do solo ao ser exposto atmosfera.

Figura 2.3 Perfil geotcnico tpico do recncavo Baiano.

(a) (b)Figura 2.4 Perfil de alterao Folhelho/Massap, encontrado em PojucaBA. (a)

Folhelho alterado e (b) Retrao tpica do solo ao sofrer secagem. ' 8"

Os solos sedimentares ou transportados so aqueles que foram levados ao seu localatual por algum agente de transporte e l depositados. As caractersticas dos solossedimentares so funo do agente de transporte.

Cada agente de transporte seleciona os gros que transporta com maior ou menorfacilidade, alm disto, durante o transporte, as partculas de solo se desgastam e/ou quebram.Resulta da um tipo diferente de solo para cada tipo de transporte. Esta influncia tomarcante que a denominao dos solos sedimentares feita em funo do agente detransporte predominante.

Podese listar os agentes de transporte, por ordem decrescente de seletividade, daseguinte forma:

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Ventos (Solos Elicos)guas (Solos Aluvionares)

gua dos Oceanos e Mares (Solos Marinhos) gua dos Rios (Solos Fluviais)

gua de Chuvas (Solos Pluviais) Geleiras (Solos Glaciais)

Gravidade (Solos Coluvionares)

Os agentes naturais citados acima no devem ser encarados apenas como agentes detransporte, pois eles tm uma participao ativa no intemperismo e portanto na formao doprprio solo, o que ocorre naturalmente antes do seu transporte. ' 98" 2

O transporte pelo vento d origem aos depsitos elicos de solo. Em virtude do atritoconstante entre as partculas, os gros de solo transportados pelo vento geralmente possuemforma arredondada. A capacidade do vento de transportar e erodir muito maior do que possaparecer primeira vista. Vrios so os exemplos de construes e at cidades soterradasparcial ou totalmente pelo vento, como foram os casos de Taunas ES e Tutia MA; osgros mais finos do deserto do Saara atingem em grande escala a Inglaterra, percorrendo umadistncia de mais de 3000km!. Como a capacidade de transporte do vento depende de suavelocidade, o solo geralmente depositado em zonas de calmaria.

O transporte elico o mais seletivo tipo de transporte das partculas do solo. Se porum lado gros maiores e mais pesados no podem ser transportados, os solos finos, como asargilas, tm seus gros unidos pela coeso, formando torres dificilmente levados pelo vento.Esse efeito tambm ocorre em areias e siltes saturados (falsa coeso) o que faz da linha delenol fretico (linha a partir da qual todos os vazios do solo esto preenchidos com gua) umlimite para a atuao dos ventos.

Podese dizer portanto que a ao do transporte do vento se restringe ao caso dasareias finas ou silte. Por conta destas caractersticas, os solos elicos possuem gros deaproximadamente mesmo dimetro, apresentando uma curva granulomtrica denominada deuniforme. So exemplos de solos elicos:6":

As dunas so exemplos comuns de solos elicos nordeste do Brasil). A formao deuma duna se d inicialmente pela existncia de um obstculo ao caminho natural do vento, oque diminui a sua velocidade e resulta na deposio de partculas de solo (fig. 2.5)

Mar

Vento

Figura 2.5 Atuao do transporte elico na formao das dunas.

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A deposio continuada de solo neste local acaba por gerar mais deposio de solo, jque o obstculo ao caminho do vento se torna cada vez maior. Durante o perodo deexistncia da duna, partculas de areia so levadas at o seu topo, rolando ento para o outrolado. Este movimento faz com que as dunas se desloquem a uma velocidade de poucos metrospor ano, o que para os padres geolgico muito rpido.6;9

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Os rios durante sua existncia tm vrias fases. Em reas de formao geolgicas maisrecentes, menos desgastadas, existem irregularidades topogrficas muito grandes e por isso osrios tm uma inclinao maior e conseqentemente uma maior velocidade. Existem vriosfatores determinantes da capacidade de eroso e transporte dos rios, sendo a velocidade amais importante. Assim, os rios mais jovens transportam mais matria slida do que os riosmais velhos.

Sabese que os rios no possuem a mesma idade em toda a sua extenso; quanto maisdistantes da nascente, menor a inclinao e a velocidade. As partculas de determinadotamanho passam a ter peso suficiente para se decantar e permanecer naquele ponto, outrasmenores s sero depositadas com velocidade tambm menor. O transporte fluvial pode serdescrito sumariamente da seguinte forma:

a) Os rios desgastam o relevo em sua parte mais elevada e levam os solos para suaparte mais baixa, existindo com o tempo uma tendncia a planificao do leito. Rios maisvelhos tm portanto menor velocidade e transportam menos.

b) Cada tamanho de gro ser depositado em um determinado ponto do rio,correspondente a uma determinada velocidade, o que leva os solos fluviais a terem umagrande uniformidade granulomtrica. Solos muito finos, como as argilas, permanecero emsuspenso at decantar em mares ou lagos com gua em repouso.

De um modo geral, podese dizer que os solos aluvionares apresentam um grau deuniformidade de tamanho de gros intermedirio entre os solos elicos (mais uniformes) ecoluvionares (menos uniformes).68" "- ,

As ondas atingem as praias com um pequeno ngulo em relao ao continente. Issofaz com que a areia, alm do movimento de vai e vem das ondas, desloquemse tambm aolongo da praia. Obras que impeam esse fluxo tendem a ser pontos de deposio de areia, oque pode acarretar srios problemas. ' #" 8" !

De pequena importncia para ns, os solos formados pelas geleiras, ao se deslocarempela ao da gravidade, so comuns nas regies temperadas. So formados de maneiraanloga aos solos fluviais. A corrente de gelo que escorre de pontos elevados onde o gelo formado para as zonas mais baixas, leva consigo partculas de solo e rocha, as quais, por suavez, aumentam o desgaste do terreno.

Os detritos so depositados nas reas de degelo. Uma ampla gama de tamanho departculas transportada, levando assim a formao de solos bastante heterogneos quepossuem desde grandes blocos de rocha at materiais de granulometria fina. ' ' 8" )

So solos formados pela ao da gravidade. Os solos coluvionares so dentre os solostransportados os mais heterogneos granulometricamente, pois a gravidade transportaindiscriminadamente desde grandes blocos de rocha at as partculas mais finas de argila.

Entre os solos coluvionares esto os escorregamentos das escarpas da Serra do Marformando os Tlus nos ps do talude, massas de materiais muito diversos e sujeitos amovimentaes de rastejo. Tm sido tambm classificados como coluvies os solossuperficiais do Planalto Brasileiro depositados sobre solos residuais.

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65>?

Os tlus so solos coluvionares formados pelo deslizamento de solo do topodas encostas. No sul da Bahia existem solos formados pela deposio de colvios em reasmais baixas, os quais se apresentam geralmente com altos teores de umidade e so propcios lavoura cacaueira. Encontramse solos coluvionares (tlus) tambm na Cidade Baixa, emSalvador, ao p da encosta paralela falha geolgica que atravessa a Baia de Todos osSantos. De extrema beleza so os tlus encontrados na Chapada Diamantina, Bahia. A fig. 2.6lustra formaes tpicas da regio. A parte mais inclinada dos morros corresponde formaooriginal, enquanto que a parte menos inclinada composta basicamente de solo coluvionar(tlus).

.

Figura 2.6 Exemplos de solos coluvionares (tlus) encontrados na chapadadiamentina. ' #" 8" !

Formados pela impregnao do solo por sedimentos orgnicos preexistentes, em geralmisturados a restos de vegetais e animais. Podem ser identificados pela cor escura e porpossuir forte cheiro caracterstico. Tm granulometria fina, pois os solos grossos tem umapermeabilidade que permite a "lavagem" dos gros, eximindoos da matria impregnada.

6@> .

solos que encorporam florestas soterradas em estado avanado dedecomposio. Tm estrutura fibrilar composta de restos de fibras vegetais e no se aplicama as teorias da Mecnica dos Solos, sendo necessrios estudos especiais. Tm ocorrnciaregistrada na Bahia, Sergipe, Rio Grande do Sul e outros estados do Brasil. ' '8" ) % +-" !3 A6 Alguns solos sofrem, em seu local de formao (ou dedeposio) uma srie de transformaes fsicoqumicas que os levam a ser classificadoscomo solos de evoluo pedognica. Os solos laterticos so um tipo de solo de evoluopedognica. O processo de laterizao tpico de regies onde h uma ntida separao entreperodos chuvosos e secos e caracterizado pela lavagem da slica coloidal dos horizontessuperiores do solo, com posterior deposio desta em horizontes mais profundos, resultandoem solos superficiais com altas concentraes de xidos de ferro e alumnio. A importnciado processo de laterizao no comportamento dos solos tropicais discutida no itemclassificao dos solos.

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3. TEXTURA E ESTRUTURA DOS SOLOS.#" > -,"BC -D: /

Entendese por textura o tamanho relativo e a distribuio das partculas slidas queformam os solos. O estudo da textura dos solos realizado por intermdio do ensaio degranulometria, do qual falaremos adiante. Pela sua textura os solos podem ser classificadosem dois grandes grupos: solos grossos (areia, pedregulho, mataco) e solos finos (silte eargila). Esta diviso fundamental no entendimento do comportamento dos solos, pois adepender do tamanho predominante das suas partculas, as foras de campo influenciando emseu comportamento sero gravitacionais (solos grossos) ou eltricas (solos finos). De umaforma geral, podese dizer que quanto maior for a relao rea/volume ou rea/massa daspartculas slidas, maior ser a predominncia das foras eltricas ou de superfcie. Estasrelaes so inversamente proporcionais ao tamanho das partculas, de modo que os solosfinos apresentam uma predominncia das foras de superfcie na influncia do seucomportamento. Conforme relatado anteriormente, o tipo de intemperismo influencia no tipode solo a ser formado. Podese dizer que partculas com dimenses at cerca de 0,001mm soobtidas atravs do intemperismo fsico, j as partculas menores que 0,001mm provm dointemperismo qumico.

68" "EF

Nos solos grossos, por ser predominante a atuao de foras gravitacionais,resultando em arranjos estruturais bastante simplificados, o comportamento mecnico ehidrulico est principalmente condicionado a sua compacidade, que uma medida de quoprximas esto as partculas slidas umas das outras, resultando em arranjos com maiores oumenores quantidades de vazios. Os solos grossos possuem uma maior percentagem departculas visveis a olho nu ( 0,074 mm) e suas partculas tm formas arredondadas,polidricas e angulosas. DC ! , G

So classificados como pedregulho as partculas de solo com dimenses maiores que2,0mm (DNER, MIT) ou 4,8mm (ABNT). Os pedregulhos so encontrados em geral nasmargens dos rios, em depresses preenchidas por materiais transportados pelos rios ou atmesmo em uma massa de solo residual (horizontes correspondentes ao solo residual jovem eao saprolito). : G

As areias se distinguem pelo formato dos gros que pode ser angular, subangular earredondado, sendo este ltimo uma caracterstica das areias transportadas por rios ou pelovento. A forma dos gros das areias est relacionada com a quantidade de transporte sofridopelos mesmos at o local de deposio. O transporte das partculas dos solos tende aarredondar as suas arestas, de modo que quanto maior a distncia de transporte, mais esfricassero as partculas resultantes. Classificamos como areia as partculas com dimenses entre2,0mm e 0,074mm (DNER), 2,0mm e 0,05mm (MIT) ou ainda 2,0mm e 0,06mm (ABNT).

O formato dos gros de areia tem muita importncia no seu comportamento mecnico,pois determina como eles se encaixam e se entrosam, e, em contrapartida, como eles deslizamentre si quando solicitados por foras externas. Por outro lado, como estas foras se

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transmitem dentro do solo pelos contatos entre as partculas, as de formato mais angulares somais susceptveis a se quebrarem.68" B@

Quando as partculas que constituem o solo possuem dimenses menores que0,074mm (DNER), ou 0,06mm (ABNT), o solo considerado fino e, neste caso, serclassificado como argila ou como silte.

Nos solos formados por partculas muito pequenas, as foras que intervm no processode estruturao do solo so de carter muito mais complexo e sero estudadas no itemcomposio mineralgica dos solos. Os solos finos possuem partculas com formas lamelares,fibrilares e tubulares e o mineral que determina a forma da partcula. As partculas de argilanormalmente apresentam uma ou duas direes em que o tamanho da partcula bemsuperior quele apresentado em uma terceira direo. O comportamento dos solos finos definido pelas foras de superfcie (moleculares, eltricas) e pela presena de gua, a qualinflui de maneira marcante nos fenmenos de superfcie dos argilominerais. : ! G

A frao granulomtrica do solo classificada como argila (dimetro inferior a0,002mm) se caracteriza pela sua plasticidade marcante (capacidade de se deformar semapresentar variaes volumtricas) e elevada resistncia quando seca. a frao mais ativados solos. 8 G

Apesar de serem classificados como solos finos, o comportamento dos siltes governado pelas mesmas foras dos solos grossos (foras gravitacionais), embora possuamalguma atividade. Estes possuem granulao fina, pouca ou nenhuma plasticidade e baixaresistncia quando seco. A fig. 3.1 apresenta a escala granulomtrica adotada pela ABNT(NBR 6502):

Figura 3.1 Escala granulomtrica da ABNT NBR 6502 de 1995#" . % +IHC ">? 8"

Muitas vezes em campo temos a necessidade de uma identificao prvia do solo, semque o uso do aparato de laboratrio esteja disponvel. Esta classificao primria extremamente importante na definio (ou escolha) de ensaios de laboratrio mais elaboradose pode ser obtida a partir de alguns testes feitos rapidamente em uma amostra de solo. Noprocesso de identificao ttil visual de um solo utilizamse freqentemente os seguintesprocedimentos (vide NBR 7250):

Tato: Esfregase uma poro do solo na mo. As areias so speras; as argilasparecem com um p quando secas e com sabo quando midas.

Argila MdiaFina

Areia

Silte Grossa Pedregulho

2,0mm

0,060,002 0,600,20 60,0

Pedra demo

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Plasticidade: Moldar bolinhas ou cilindros de solo mido. As argilas so moldveisenquanto as areias e siltes no so moldveis.

Resistncia do solo seco: As argilas so resistentes a presso dos dedos enquanto ossiltes e areias no so.

Disperso em gua: Misturar uma poro de solo seco com gua em uma proveta,agitandoa. As areias depositamse rapidamente, enquanto que as argilas turvam a suspensoe demoram para sedimentar.

Impregnao: Esfregar uma pequena quantidade de solo mido na palma de uma dasmos. Colocar a mo embaixo de uma torneira aberta e observar a facilidade com que apalma da mo fica limpa. Solos finos se impregnam e no saem da mo com facilidade.

Dilatncia: O teste de dilatncia permite obter uma informao sobre a velocidade demovimentao da gua dentro do solo. Para a realizao do teste devese preparar umaamostra de solo com cerca de 15mm de dimetro e com teor de umidade que lhe garanta umaconsistncia mole. O solo deve ser colocado sobre a palma de uma das mos e distribudouniformemente sobre ela, de modo que no aparea uma lmina dgua. O teste se inicia comum movimento horizontal da mo, batendo vigorosamente a sua lateral contra a lateral daoutra mo, diversas vezes. Devese observar o aparecimento de uma lmina dgua nasuperfcie do solo e o tempo para a ocorrncia. Em seguida, a palma da mo deve sercurvada, de forma a exercer uma leve compresso na amostra, observandose o que poderocorrer lmina d gua, se existir, superfcie da amostra. O aparecimento da lmina d guadurante a fase de vibrao, bem como o seu desaparecimento durante a compresso e o temponecessrio para que isto acontea deve ser comparado aos dados da tabela 3.1, para aclassificao do solo.

Tabela 3.1 Teste de dilatncia

Descrio da ocorrncia de lmina dgua duranteVibrao (aparecimento) Compresso (desaparecimento) Dilatncia

No h mudana visvel Nenhuma (argila)Aparecimento lento Desaparecimento lento Lenta (silte ou areia argilosos)Aparecimento mdio Desaparecimento mdio Mdia (Silte, areia siltosa)Aparecimento rpido Desaparecimento rpido Rpida (areia)

Aps realizados estes testes, classificase o solo de modo apropriado, de acordo comos resultados obtidos (areia siltosa, argila arenosa, etc.). Os solos orgnicos so identificadosem separado, em funo de sua cor e odor caractersticos.

Alm da identificao ttil visual do solo, todas as informaes pertinentes identificao do mesmo, disponveis em campo, devem ser anotadas. Devese informar,sempre que possvel, a eventual presena de material cimentante ou matria orgnica, a cordo solo, o local da coleta do solo, sua origem geolgica, sua classificao gentica, etc.

A distino entre solos argilosos e siltosos, na prtica da engenharia geotcnica, possuicertas dificuldades, j que ambos os solos so finos. Porm, aps a identificao ttilvisualter sido realizada, algumas diferenas bsicas entre eles, j citadas nos pargrafos anteriores,podem ser utilizadas para distinguilos.

1 O solo classificado como argiloso quando se apresenta bastante plstico empresena de gua, formando torres resistentes ao secar. J os solos siltososquando secos, se esfarelam com facilidade.

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2 Os solos argilosos se desmancham na gua mais lentamente que os solos siltosos.Os solos siltosos, por sua vez, apresentam dilatncia marcante, o que no ocorrecom os solos argilosos.

#" #" :? EF =

A anlise da distribuio das dimenses dos gros, denominada anlisegranulomtrica, objetiva determinar os tamanhos dos dimetros equivalentes das partculasslidas em conjunto com a proporo de cada frao constituinte do solo em relao ao pesode solo seco. A representao grfica das medidas realizadas denominada de curvagranulomtrica. Pelo fato de o solo geralmente apresentar partculas com dimetrosequivalentes variando em uma ampla faixa, a curva granulomtrica normalmenteapresentada em um grfico semilog, com o dimetro equivalente das partculas em umaescala logartmica e a percentagem de partculas com dimetro inferior abertura da peneiraconsiderada (porcentagem que passa) em escala linear.#" #" J EF

O ensaio de granulometria conjunta para o levantamento da curva granulomtrica dosolo realizado com base em dois procedimentos distintos: a) peneiramento realizado parapartculas com dimetros equivalentes superiores a 0,074mm (peneira 200) e b) Sedimentao procedimento vlido para partculas com dimetros equivalentes inferiores a 0,2mm. Oensaio de peneiramento no realizado para partculas com dimetros inferiores a 0,074mmpela dificuldade em se confeccionar peneiras com aberturas de malha desta ordem degrandeza. Embora existindo no mercado, a peneira 400 (com abertura de malha de 0,045mm)no regularmente utilizada no ensaio de peneiramento, por ser facilmente danificada e decusto elevado.

O ensaio de granulometria realizado empregandose os seguintes equipamentos:jogo de peneiras, balana, estufa, destorroador, quarteador, bandejas, proveta, termmetro,densmetro, cronmetro, dispersor, defloculante, etc. A preparao das amostras de solo se dpelos processos de secagem ao ar, quarteamento, destorroamento (vide NBR 9941),utilizandose quantidades de solo que variam em funo de sua textura (aproximadamente1500g para o caso de solos grossos e 200g, para o caso de solos finos).

A seguir so listadas algumas caractersticas dos processos normalmente empregadosno ensaio de granulometria conjunta (vide NBR 7181).

Peneiramento: utilizado para a frao grossa do solo (gros com at 0,074mm dedimetro equivalente), realizase pela passagem do solo por peneiras padronizadas e pesagemdas quantidades retidas em cada uma delas. Retirase 50 a 100g da quantidade que passa napeneira de #10 e preparase o material para a sedimentao.

Sedimentao: os solos muito finos, com granulometria inferior a 0,074mm, sotratados de forma diferenciada, atravs do ensaio de sedimentao desenvolvido por ArthurCasagrande. Este ensaio se baseia na Lei de Stokes, segundo a qual a velocidade de queda, V,de uma partcula esfrica, em um meio viscoso infinito, proporcional ao quadrado dodimetro da partcula. Sendo assim, as menores partculas se sedimentam mais lentamenteque as partculas maiores.

O ensaio de sedimentao realizado medindose a densidade de uma suspenso desolo em gua, no decorrer do tempo, calculase a percentagem de partculas que ainda nosedimentaram e a velocidade de queda destas partculas. Com o uso da lei de Stokes, podese

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inferir o dimetro mximo das partculas ainda em suspenso, de modo que com estes dados,a curva granulomtrica completada. A eq. 3.1 apresenta a lei de Stokes.

partculas das dimetro Dfludo do de viscosida

(3.1) fluido do especfico pesosolo do partculas das mdio especfico peso

onde, 18

W

S

2

=

DV WS

Devese notar que o dimetro equivalente calculado empregandose a eq. 3.1corresponde a apenas uma aproximao, medida em que durante a realizao do ensaio desedimentao, as seguintes ocorrncias tendem a afastlo das condies ideais para as quaisa lei de Stokes foi formulada.

As partculas de solo no so esfricas (muito menos as partculas dos argilomineraisque tm forma placide).

A coluna lquida possui tamanho definido.O movimento de uma partcula interfere no movimento de outra.As paredes do recipiente influenciam no movimento de queda das partculas.O peso especfico das partculas do solo um valor mdio.O processo de leitura (insero e retirada do densmetro) influencia no processo de

queda das partculas.#" #" KL % +IEF ?. "!

A representao grfica do resultado de um ensaio de granulometria dada pela curvagranulomtrica do solo. A partir da curva granulomtrica, podemos separar facilmente ossolos grossos dos solos finos, apontando a percentagem equivalente de cada fraogranulomtrica que constitui o solo (pedregulho, areia, silte e argila). Alm disto, a curvagranulomtrica pode fornecer informaes sobre a origem geolgica do solo que est sendoinvestigado. Por exemplo, na fig. 3.2, a curva granulomtrica a corresponde a um solo com apresena de partculas em uma ampla faixa de variao. Assim, o solo representado por estacurva granulomtrica poderia ser um solo de origem glacial, um solo coluvionar (tlus)(ambos de baixa seletividade) ou mesmo um solo residual jovem. Contrariamente, o solodescrito pela curva granulomtrica c foi evidentemente depositado por um agente detransporte seletivo, tal como a gua ou o vento (a curva c poderia representar um solo elico,por exemplo), pois possui quase que tosas as partculas do mesmo dimetro. Na curvagranulomtrica b, uma faixa de dimetros das partculas slidas est ausente. Esta curvapoderia ser gerada, por exemplo, por variaes bruscas na capacidade de transporte de um rioem decorrncia de chuvas.

De acordo com a curva granulomtrica obtida, o solo pode ser classificado como bemgraduado, caso ele possua uma distribuio contnua de dimetros equivalentes em umaampla faixa de tamanho de partculas (caso da curva granulomtrica a) ou mal graduado, casoele possua uma curva granulomtrica uniforme (curva granulomtrica c) ou uma curvagranulomtrica que apresente ausncia de uma faixa de tamanhos de gros (curvagranulomtrica b).

Alguns sistemas de classificao utilizam a curva granulomtrica para auxiliar napreviso do comportamento de solos grossos. Para tanto, estes sistemas de classificaolanam mo de alguns ndices caractersticos da curva granulomtrica, para uma avaliao de

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sua uniformidade e curvatura. Os coeficientes de uniformidade e curvatura de umadeterminada curva granulomtrica so obtidos a partir de alguns dimetros eqivalentecaractersticos do solo na curva granulomtrica.

So eles:

D10 Dimetro efetivo Dimetro eqivalente da partcula para o qual temos 10%das partculas passando (10% das partculas so mais finas que o dimetro efetivo).

D30 e D60 O mesmo que o dimetro efetivo, para as percentagens de 30 e 60%,respectivamente.

Figura 3.2 Representao de diferentes curvas granulomtricas.

As equaes 3.2 e 3.3 apresentam os coeficientes de uniformidade e curvatura de umadada curva granulomtrica.

Coeficiente de uniformidade:

10

60

DCu D=

(3.2)

De acordo como valor do Cu obtido, a curva granulomtrica pode ser classificadaconforme apresentado abaixo:

Cu < 5 muito uniforme5 < Cu < 15 uniformidade mdiaCu > 15 no uniforme

Coeficiente de curvatura:

1060

230

D x Cc

DD

=

(3.3)

Classificao da curva granulomtrica quanto ao coeficiente de curvatura1 < Cc < 3 solo bem graduadoCc < 1 ou Cc > 3 solo mal graduado

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#" ' ($ !% + !M$NKA6 O4"P

A NBR 6502 apresenta algumas regras prticas para designar os solos de acordo coma sua curva granulomtrica. A tabela 3.2 ilustra o resultado de ensaios de granulometriarealizados em trs solos distintos. As regras apresentadas pela NBR6502 sero entoempregadas para classificlos, em carter ilustrativo.

Tabela 3.2 Exemplos de resultados de ensaios de granulometria para trs solosdistintos.

PERCENTAGEM QUE PASSA

# Abertura (mm) Solo 1 Solo 2 Solo 33" 76,2 981" 25,4 100 82" 19,05 100 95 72

N 4 4,8 98 88 61N 10 2,0 92 83 45N 40 0,42 84 62 20N 200 0,074 75 44 03

Argila 44 21 00Silte 31 23 03Areia 17 39 42

Pedregulho 08 17 53Pedra 00 00 02

Considerar a areia com partculas entre 0,074mm e 2,0mm.6QM$ -Q 7R !% +ST S !T7M$NKUO4"P" -1 6 Q7 R )

! =

Quando da ocorrncia de mais de 10% de areia, silte ou argila adjetivase o solo com asfraes obtidas.Em caso de empate, adotase a seguinte hierarquia: 1) Argila; 2) Areia e e 3) Silte

No caso de percentagens menores do que 10% adjetivase o solo do seguinte modo,independente da frao granulomtrica considerada:

1 a 5% com vestgios de 5 a 10% com pouco

Para o caso de pedregulho com fraes superiores a 10% adjetivase o solo do seguintemodo:

10 a 29% com pedregulho > 30% com muito pedregulho

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Resultado da nomenclatura dos solos conforme os dados apresentados na tabela 3.2.

Solo 1: Argila SiltoArenosa com pouco PedregulhoSolo 2: Areia SiltoArgilosa com PedregulhoSolo 3: Pedregulho Arenoso com vestgios de Silte e Pedra

ATENO: A completa classificao de um solo depende tambm de outros fatoresalm da granulometria, sendo a adoo de uma nomenclatura baseada apenas na curvagranulomtrica insuficiente para uma previso, ainda que qualitativa, do seu comportamentode engenharia.#" 4" J 8"

Denominase estrutura dos solos a maneira pela qual as partculas minerais dediferentes tamanhos se arrumam para formlo o solo. A estrutura de um solo possui umpapel fundamental em seu comportamento, seja em termos de resistncia ao cisalhamento,compressibilidade ou permeabilidade. Conforme ser visto adiante, os solos finos possuem oseu comportamento governado por foras eltricas, enquanto os solos grossos tm nagravidade o seu principal fator de influncia, de modo que a estrutura dos solos finos ocorreem uma diversificao e complexidade muito maior do que a estrutura dos solos grossos. Defato, sendo a gravidade o fator principal agindo na formao da estrutura dos solos grossos, aestrutura destes solos difere, de solo para solo, somente no que se refere ao seu grau decompacidade. No caso dos solos finos, devido a presena das foras de superfcie, arranjosestruturais bem mais elaborados so possveis. A fig. 3.3 ilustra algumas estruturas tpicas desolos grossos e finos.

Figura 3.3 Alguns arranjos estruturais presentes em solos grossos e finos. ApudVargas 1977.

Quando duas partculas de argila esto muito prximas, entre elas ocorrem foras deatrao e de repulso. As foras de repulso so devidas s cargas lquidas negativas que elaspossuem e que ocorrem desde que as camadas duplas estejam em contato. As foras de

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atrao decorrem de foras de Van der Waals e de ligaes secundrias que atraem materiaisadjacentes. Da combinao das foras de atrao e de repulso entre as partculas resulta aestrutura dos solos, que se refere disposio das partculas na massa de solo e as foras entreelas. Lambe (1969) identificou dois tipos bsicos de estrutura do solo, denominandoos deestrutura floculada, quando os contatos se fazem entre faces e arestas das partculas slidas,ainda que atravs da gua adsorvida, e de estrutura dispersa quando as partculas seposicionam paralelamente, face a face.#" O * % +V/ WX 2 !

Os solos so formados a partir da desagregao de rochas por aes fsicas e qumicasdo intemperismo. As propriedades qumica e mineralgica das partculas dos solos assimformados iro depender fundamentalmente da composio da rocha matriz e do clima daregio. Estas propriedades, por sua vez, iro influenciar de forma marcante o comportamentomecnico do solo.

Os minerais so partculas slidas inorgnicas que constituem as rochas e os solos, eque possuem forma geomtrica, composio qumica e estrutura prpria e definida. Elespodem ser divididos em dois grandes grupos, a saber:

Primrios Aqueles encontrados nos solos e que sobrevivem a transformao darocha (advm portanto do intemperismo fsico).

Secundrios Os que foram formados durante a transformao da rocha em solo(ao do intemperismo qumico).#" O 8" "EF 6": "DC ! ,

As partculas dos solos grossos, dentre as quais apresentamse os pedregulhos, soconstitudas algumas vezes de agregaes de minerais distintos, sendo mais comum,entretanto, que as partculas sejam constitudas de um nico mineral. Estes solos soformados, na sua maior parte, por silicatos (90%) e apresentam tambm na sua composioxidos, carbonatos e sulfatos.

Silicatos feldspato, quartzo, mica, serpentina Grupos Minerais xidos hematita, magnetita, limonita

Carbonatos calcita, dolomita Sulfatos gesso, anidrita

O quartzo, presente na maioria das rochas, bastante estvel, e em geral resiste bemao processo de transformao rochasolo. Sua composio qumica simples, SiO2, aspartculas so eqidimensionais, como cubos ou esferas e ele apresenta baixa atividadesuperficial (devido ao tamanho de seus gros). Por conta disto, o quartzo o componenteprincipal na maioria dos solos grossos (areias e pedregulhos)

#" O A8" B@ 6": !

Os solos finos possuem uma estrutura mais complexa e alguns fatores, como foras desuperfcie, concentrao de ons, ambiente de sedimentao, etc., podem intervir no seucomportamento. As argilas possuem uma complexa constituio qumica e mineralgica,sendo formadas por slica no estado coloidal (SiO2) e sesquixidos metlicos (R2O3), ondeR = Al; Fe.

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Os feldspatos so os minerais mais atacados pela natureza, dando origem aos argilominerais, que constituem a frao mais fina dos solos, geralmente com dimetro inferior a2m. No s o reduzido tamanho, mas, principalmente, a constituio mineralgica faz comque estas partculas tenham um comportamento extremamente diferenciado em relao ao dosgros de silte e areia.

O estudo da estrutura dos argilominerais pode ser facilitado "construindose" oargilomineral a partir de unidades estruturais bsicas. Este enfoque puramente didtico eno representa necessariamente o mtodo pelo qual o argilomineral realmente formado nanatureza. Assim, as estruturas apresentadas neste captulo so apenas idealizaes. Um cristaltpico de um argilomineral uma estrutura complexa similar ao arranjo estrutural aquiidealizado, mas contendo usualmente substituies de ons e outras modificaes estruturaisque acabam por formar novos tipos de argilominerais. As duas unidades estruturais bsicasdos argilominerais so os tetraedros de silcio e os octadros de alumnio (fig. 3.4). Ostetraedros de silcio so formados por quatro tomos de oxignio eqidistantes de um tomode silcio enquanto que os octadros de alumnio so formados por um tomo de alumnio nocentro, envolvido por seis tomos de oxignio ou grupos de hidroxilas, OH. A depender domodo como estas unidades estruturais esto unidas entre si, podemos dividir os argilominerais em trs grandes grupos.

a) GRUPO DA CAULINITA: A caulinita formada por uma lmina silcica e outrade alumnio, que se superpem indefinidamente. A unio entre todas as camadas suficientemente firme (pontes de hidrognio) para no permitir a penetrao de molculas degua entre elas. Assim, as argilas caulinticas so as mais estveis em presena dgua,apresentando baixa atividade e baixo potencial de expanso.

b) MONTMORILONITA: formada por uma unidade de alumnio entre duassilcicas, superpondose indefinidamente. Neste caso a unio entre as camadas dos minerais fraca (foras de Van der Walls), permitindo a penetrao de molculas de gua na estruturacom relativa facilidade. Os solos com grandes quantidades de montmorilonita tendem a serinstveis em presena de gua. Apresentam em geral grande resistncia quando secos,perdendo quase que totalmente a sua capacidade de suporte por saturao. Sob variaes deumidade apresentam grandes variaes volumtricas, retraindose em processos de secagem eexpandindose sob processos de umedecimento.

c) ILITA: Possui um arranjo estrutural semelhante ao da montmorilonita, porm osons no permutveis fazem com que a unio entre as camadas seja mais estvel e no muitoafetada pela gua. tambm menos expansiva que a montmorilonita.

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Figura 3.4 Arranjos estruturais tpicos dos trs principais grupos de argilominerais. Apud Caputo (1981).

Como a unio entre as camadas adjacentes dos argilominerais do tipo 1:1 (grupo dacaulinita) bem mais forte do que aquela encontrada para os outros grupos, de se esperarque estes argilominerais resultem por alcanar tamanhos maiores do que aqueles alcanadospelos argilominerais do grupo 2:1, o que ocorre na realidade: Enquanto um mineral tpico decaulinita possui dimenses em torno de 500 (espessura) x 1000 x 1000 (nm), um mineral demontmorilonita possui dimenses em torno de 3x 500 x 500 (nm).

A presena de um determinado tipo de argilomineral no solo pode ser identificadautilizandose diferentes mtodos, dentre eles a anlise trmica diferencial, o raio x , amicroscopia eletrnica de varredura, etc.

Superfcie especfica Denominase de superfcie especfica de um solo a soma darea de todas as partculas contidas em uma unidade de volume ou peso. A superfcieespecfica dos argilominerais geralmente expressa em unidades como m2/m3 ou m2/g.Quanto maior o tamanho do mineral menor a superfcie especfica do mesmo. Deste modo,podese esperar que os argilominerais do grupo 2:1 possuam maior superfcie especfica doque os argilominerais do grupo 1:1. A montmorilonita, por exemplo, possui uma superfcieespecfica de aproximadamente 800 m2/g, enquanto que a ilita e a caulinita possuemsuperfcies especficas de aproximadamente 80 e 10 m2/g, respectivamente. A superfcieespecfica uma importante propriedade dos argilominerais, na medida em que quantomaior a superfcie especfica, maior vai ser o predomnio das foras eltricas (em detrimentodas foras gravitacionais), na influncia sobre as propriedades do solo (estrutura, plasticidade,coeso, etc.)

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4. FASES SLIDO GUA AR.O solo constitudo de uma fase fluida (gua e/ ou ar) e se uma fase slida. A fase

fluida ocupa os vazios deixados pelas partculas slidas.' BC 8"2

Caracterizada pelo seu tamanho, forma, distribuio e composio mineralgica dosgros, conforme j apresentado anteriormente.' BC EF

Fase composta geralmente pelo ar do solo em contato com a atmosfera, podendosetambm apresentar na forma oclusa (bolhas de ar no interior da fase gua).

A fase gasosa importante em problemas de deformao de solos e bem maiscompressvel que as fases slida e lquida.' #" BC "

Nmero de pgina' #" Y:!* "

a gua que se encontra presa s partculas do solo por meio de foras capilares. Estase eleva pelos interstcios capilares formados pelas partculas slidas, devido a ao dastenses superficiais oriundas a partir da superfcie livre da gua.' #" #" Y:!: ) -Z ) [

uma pelcula de gua que adere s partculas dos solos finos devido a ao de foraseltricas desbalanceadas na superfcie dos argilominerais. Est submetida a grande presses,comportandose como slido na vizinhana da partcula de solo.

' #" ' Y:!"* % +

a gua presente na prpria composio qumica das partculas slidas. No retirada utilizandose os processos de secagem tradicionais. Ex: Montmorilonita (OH)4Si2 Al4 O20 nH2 O' #" 4" Y:!, ! 2 "

gua que o solo possui quando em equilbrio com a umidade atmosfrica e atemperatura ambiente.

5. CONSISTNCIA DOS SOLOS.4" M$ % & 1 ?

Quando tratamos com solos grossos (areias e pedregulhos com pequena quantidade ousem a presena de finos), o efeito da umidade nestes solos freqentemente negligenciado, namedida em que a quantidade de gua presente nos mesmos tem um efeito secundrio em seucomportamento. Pode se dizer, conforme alis ser visto no captulo de classificao dossolos, que podemos classificar os solos grossos utilizandose somente a sua curvagranulomtrica, o seu grau de compacidade e a forma de suas partculas. Por outro lado, ocomportamento dos solos finos ou coesivos ir depender de sua composio mineralgica, dasua umidade, de sua estrutura e do seu grau de saturao. Em particular, a umidade dos solosfinos tem sido considerada como uma importante indicao do seu comportamento desde oincio da mecnica dos solos.

Um solo argiloso pode se apresentar em um estado lquido, plstico, semislido ouslido, a depender de sua umidade. A este estado fsico do solo dse o nome de consistncia.Os limites inferiores e superiores de valor de umidade para cada estado do solo sodenominados de limites de consistncia.

No estado plstico, o solo apresenta uma propriedade denominada de plasticidade,caracterizada pela capacidade do solo se deformar sem apresentar ruptura ou trincas e semvariao de volume.

A manifestao desta propriedade em um solo depender fundamentalmente dosseguintes fatores:

Umidade: Existe uma faixa de umidade dentro da qual o solo se comporta de maneiraplstica. Valores de umidade inferiores aos valores contidos nesta faixa faro o solo secomportar como semislido ou slido, enquanto que para maiores valores de umidade o solose comportar preferencialmente como lquido.

Nmero de pgina

Tipo de argilomineral: O tipo de argilomineral (sua forma, constituiomineralgica, tamanho, superfcie especfica, etc.) influi na capacidade do solo de secomportar de maneira plstica. Quanto menor o argilomineral (ou quanto maior suasuperfcie especfica), maior a plasticidade do solo. importante salientar que oconhecimento da plasticidade na caracterizao dos solos finos de fundamental importncia.4" J "* 3

A depender da quantidade de gua presente no solo, teremos os seguintes estados deconsistncia:

SLIDO SEMISLIDO PLSTICO FLUIDODENSOwS wP wL

w%

Cada estado de consistncia do solo se caracteriza por algumas propriedadesparticulares, as quais so apresentadas a seguir. Os limites entre um estado de consistncia eoutro so determinados empiricamente, sendo denominados de limite de contrao, wS, limitede plasticidade, wP e limite de liquidez, wL.

Estado Slido Dizemos que um solo est em um estado de consistncia slidoquando o seu volume no varia por variaes em sua umidade.

Estado Semi Slido O solo apresenta fraturas e se rompe ao ser trabalhado. Olimite de contrao, wS, separa os estados de consistncia slido e semislido.

Estado Plstico Dizemos que um solo est em um estado plstico quando podemosmoldlo sem que o mesmo apresente fissuras ou variaes volumtricas. O limite deplasticidade, wP, separa os estados de consistncia semislido e plstico.

Estado Fluido Denso (Lquido) Quando o solo possui propriedades e aparnciade uma suspenso, no apresentando resistncia ao cisalhamento. O limite de liquidez, wL,separa os estados plstico e fluido.

Como seria de se esperar, a resistncia ao cisalhamento bem como a compressibilidadedos solos variam nos diversos estados de consistncia.4" #" ($ % +

Nmero de pgina

Determinao do limite de liquidez (wL). A determinao do limite de liquidez dosolo realizada seguindose o seguinte procedimento: 1) colocase na concha do aparelho deCasa Grande uma pasta de solo (passando #40) com umidade prxima de seu limite deplasticidade. 2) fazse um sulco na pasta com um cinzel padronizado. 3) Aplicamse golpes massa de solo posta na concha do aparelho de Casagrande, girandose uma manivela, a umavelocidade padro de 2 golpes por segundo. Esta manivela solidria a um eixo, o qual porpossuir um excntrico, faz com que a concha do aparelho de casagrande caia de uma alturapadro de aproximadamente 1cm. 4) Contase o nmero de golpes necessrio para que aranhura de solo se feche em uma extenso em torno de 1cm. 5) Repetese este processo aomenos 5 vezes, geralmente empregandose valores de umidade crescentes. 6) lanamse ospontos experimentais obtidos, em termos de umidade versus log N de golpes. 6) ajustaseuma reta passando por esses pontos. O limite de liquidez corresponde umidade para a qualforam necessrios 25 golpes para fechar a ranhura de solo. A fig. 5.1 ilustra o aparelhoutilizado na determinao do limite de liquidez. A fig. 5.2 apresenta a determinao do limitede liquidez do solo (vide NBR 6459).

Figura 5.1 Aparelho utilizado na determinao do limite de liquidez. ApudVargas (1977)

Figura 5.2 Determinao do limite de liquidez do solo. Apud Vargas (1977)

Nmero de pgina

4" #"

Nmero de pgina

ws ]

VP^

1_

s

_

wx100

(5.1)

Onde: V = Volume da amostra secaP = Peso da amostra secaw = Peso especfico da guas = Peso especfico das partculas slidas

4" ' ` " 3

Uma vez conhecidos os limites de consistncia de um solo, vrios ndices podem serdefinidos. A seguir, apresentaremos os mais utilizados.

4" ' ` ""DC

O ndice de plasticidade (IP) corresponde a faixa de valores de umidade do solo naqual ele se comporta de maneira plstica. a diferena numrica entre o valor do limite deliquidez e o limite de plasticidade.

PL wwIP = (5.2)

O IP uma maneira de avaliarmos a plasticidade do solo. Seria a quantidade de guanecessria a acrescentar a um solo (com uma consistncia dada pelo valor de wP) para queeste passasse do estado plstico ao lquido.

Classificao do solo quanto ao seu ndice de plasticidade:

IP = 0 NO PLSTICO 1 < IP < 7 POUCO PLSTICO

7 < IP < 15 PLASTICIDADE MDIA IP > 15 MUITO PLSTICO4" ' ` ""* 3

uma forma de medirmos a consistncia do solo no estado em que se encontra emcampo.

IPwwI LC

=

(5.3)

um meio de se situar a umidade do solo entre os limites de liquidez e plasticidade,com o objetivo de utilizao prtica. Obteno do estado de consistncia do solo em campoutilizandose o IC:

Nmero de pgina

IC < 0 FLUDO DENSO 0 < IC < 1 ESTADO PLSTICO

IC > 1 ESTADO SEMI SLIDO OU SLIDO

4" 4" C !*

AMOLGAMENTO: a destruio da estrutura original do solo, provocandogeralmente a perda de sua resistncia (no caso de solos apresentando sensibilidade).

SENSIBILIDADE: a perda de resistncia do solo devido a destruio de suaestrutura original. A sensibilidade de um solo avaliada por intermdio do ndice desensibilidade (St), o qual definido pela razo entre a resistncia compresso simples deuma amostra indeformada e a resistncia compresso simples de uma amostra amolgada,remoldada no mesmo teor de umidade da amostra indeformada. A sensibilidade de um solo calculada por intermdio da eq. 5.4, apresentada adiante.

C

Ct R

RS

=

(5.4)

Onde St a sensibilidade do solo e RC e RC so as resistncias compresso simplesda amostra indeformada e amolgada, respectivamente.

Segundo Skempton: St < 1 NO SENSVEIS

1 < St < 2 BAIXA SENSIBILIDADE 2 < St < 4 MDIA SENSIBILIDADE 4 < St < 8 SENSVEIS

St > 8 EXTRA SENSVEISQuanto maior for o St, temse uma menor coeso, uma maior compressibilidade e

uma menor permeabilidade do solo.

TIXOTROPIA: o fenmeno da recuperao da resistncia coesiva do solo, perdidapelo efeito do amolgamento, quando este colocado em repouso. Quando se interfere naestrutura original de uma argila, ocorre um desequilbrio das foras interpartculas.Deixandose este solo em repouso, aos poucos vaise recompondo parte daquelas ligaesanteriormente presentes entre as suas partculas.

ATIVIDADE: Conforme relatado anteriormente, a superfcie das partculas dosargilominerais possui uma carga eltrica negativa, cuja intensidade depende principalmentedas caractersticas do argilomineral considerado. As atividades fsicas e qumicasdecorrentes desta carga superficial constituem a chamada "atividade da superfcie do argilomineral". Dos trs grupos de argilominerais apresentados aqui, a montmorilonita a maisativa, enquanto que a caulinita a menos ativa. Segundo Skempton (1953) a atividade dosargilominerais pode ser avaliada pela eq. 5.5, apresentada adiante.

Nmero de pgina

mm

IPA002.0%

4

e

1 .

So solos altamente orgnicos, geralmente fibrilares e extremamente compressveis.As turfas so solos que incorporam florestas soterradas em estgio avanado dedecomposio. Estes solos formam um grupo independente de smbolo (Pt).

Na maioria dos solos turfosos os limites de consistncia podem ser determinados apscompleto amolgamento do solo. O limite de liquidez destes solos varia entre 300 e 500%permanecendo a sua posio na carta de plasticidade notavelmente acima da linha A. O ndicede plasticidade destes solos normalmente se situa entre 100 e 200.

A linha U apresentada na carta de plasticidade representa o limite superior dascoordenadas (wL;IP) encontrado para a grande maioria dos solos (mesmo solos possuindoargilomineriais de alta atividade). Deste modo, sempre que em um processo de classificaoo ponto representante do solo se situar acima da linha U, os dados de laboratrio devem serchecados e os ensaios refeitos.

A carta de plasticidade de Casagrande pode ainda nos dar uma idia acerca do tipo deargilomineral predominante na frao fina do solo. Solos possuindo argilominerais do tipo1:1 (como a caulinita) tem seus pontos de representao na carta de plasticidade prximo linha A (parte superior da linha A), enquanto que solos possuindo argilominerais de altaatividade (como a montmorilonita) tendem a ter seus pontos de representao na carta deplasticidade prximos linha U (parte inferior da linha U).

Apesar dos smbolos utilizados no SUCS serem de grande valia, eles no descrevemcompletamente um depsito de solo. Em todos os solos devese acrescentar informaescomo odor, cor e homogeneidade do material classificao. Para o caso de solos grossos,informaes como a forma dos gros, tipo de mineral predominante, graus de intemperismoou compacidade, presena ou no de finos so pertinentes. Para o caso dos solos finos,informaes como a umidade natural e consistncia (natural e amolgada) devem ser sempreque possvel ser fornecidas.

O *5 . % +8 !$C8"g:>;

A sistema de classificao da AASHTO foi desenvolvido em 1920 pelo "Bureau ofPublic Roads", que realizou um extenso programa de pesquisa sobre o uso de solos naconstruo de vias secundrias ("farm to market roads"). O sistema original foi baseado nascaractersticas de estabilidade dos solos quando usados como a prpria superfcie da pista ouem conjunto com uma fina capa asfltica. Diversas aplicaes foram realizadas desde a suaconcepo e a sua aplicabilidade foi estendida consideravelmente. Segundo a AASHTO (videAASHTO, 1978), esta classificao pode ser utilizada para os casos de aterros, subleitos,bases e subbases de pavimentos flexveis, mas devese ter sempre em mente o propsitooriginal da classificao quando da sua utilizao.

O sistema da AASHTO classifica o solo em oito diferentes grupos: de A1 a A8 einclui diversos subgrupos. Os solos dentro de cada grupo ou subgrupo so ainda avaliados deacordo com o seu ndice de grupo, o qual calculado por intermdio de uma frmulaemprica.

F[8" "" ! "h5IC#"

Nmero de pgina

Os solos pertencentes ao grupo A1 so bem graduados, ao passo que os solospertencente ao grupo A3 so areias mal graduadas, sem presena de finos. Os materiaispertencentes ao grupo A2 apesar de granulares (35% ou menos passando na peneira 200),possuem uma quantia significativa de finos.

N[8" "" ! ":'ISi

Os solos pertencentes aos grupos A4 ao A7 so solos finos, materiais siltoargilosos.A diferenciao entre os diversos grupos realizada com base nos limites de Atterberg. Solosaltamente orgnicos (incluindose a a turfa) devem ser colocados no grupo A8. Como nocaso do SUCS, a classificao dos solos A8 feita visualmente.

O ndice de grupo utilizado para auxiliar na classificao do solo. Ele baseado naperformance de diversos solos, especialmente quando utilizados como subleitos. O ndice degrupo determinado utilizandose a eq. 6.1, apresentada adiante:

( ) ( )[ ] ( )( )101501040005020035 ++= IPFwFIG L ,,, (6.1)

Onde F a percentagem de solo passando na peneira 200

Quando trabalhando com os grupos A26 e A27 o ndice de grupo deveser determinado utilizandose somente o ndice de plasticidade.

No caso da obteno de ndices de grupo negativos, devese adotar um ndicede grupo nulo.

Usar o sistema de classificao da AASHTO no difcil. Uma vez obtidos os dadosnecessrios, devese seguir os passos indicados na fig. 6.3, da esquerda para a direita, eencontrar o grupo correto por um processo de eliminao. O primeiro grupo esquerda queatenda as exigncias especificadas a classificao correta da AASHTO. A classificaocompleta inclui o valor do ndice de grupo (arredondado para o inteiro mais prximo),apresentado em parnteses, direita do smbolo da AASHTO. Ex: A26(3), A6(12), A75(17), etc.

Devido a sua ligao histrica com a classificao de solos para uso rodovirio, aclassificao da AASHTO bastante utilizada na seleo de solos para uso como base, subbases e subleitos de pavimentos.

Nm

ero

de

p

gin

a

SOLO

S G

ROSS

OS

35%

o

u m

eno

s pa

ssan

do na

# 20

0

Meno

s qu

e 25

%pa

ssan

do na

# 20

0

men

os

que

50%

pa

ssam

na

# 40

Men

os

que

15%

pass

a n

a #

200.

Men

os

que

30%

pass

a n

a #

40.

Men

os

que

50%

pass

a n

a #

10

IP 70

importante salientar que a aproximao simplificada pressupe que a distribuio dapresso em cada plano horizontal seja uniforme, sendo que na realidade a distribuio realtem uma forma de sino, havendo maior concentrao de presso na regio prxima ao eixo dacarga, como mostra a fig. 8.7, onde um determinado carregamento foi dividido em uma sriede intervalos, para cada intervalo sendo aplicado o mtodo simplificado da distribuio de

Nmero de pgina

tenses (vide tambm na fig. 8.5 os resultados obtidos a partir da aplicao da teoria daelasticidade).

z

Figura 8.7 Distribuio de tenses em um solo obtida a partir do uso da soluosimplificada discretizandose a superfcie carregada em diversos elementos.k 4" 8" % & )

As tenses dentro de uma massa de solo podem tambm ser estimadas empregando assolues obtidas a partir da teoria da elasticidade. Apesar das hipteses adotadas nestasformulaes, seu emprego aos casos prticos bastante freqente, dada a sua simplicidade,quando comparadas a outros tipos de anlises mais elaboradas, como o emprego de tcnicasde discretizao do contnuo. Por outro lado, podese dizer tambm que estas soluesapresentam resultados bem mais prximos do real do que aqueles obtidos com o uso dasoluo simplificada, apresentada no item anterior. Existem formulaes para uma grandevariedade de tipos de carregamento. Sero apresentados aqui, apenas os casos maisfreqentes, sem nos preocuparmos com o desenvolvimento matemtico das equaesresultantes.k 4" 8" % +"N 0

Boussinesq (1885) desenvolveu as equaes para clculo dos acrscimos de tensesefetivas verticais, radiais e tangenciais, causadas pela aplicao de uma carga pontual agindoperpendicularmente na superfcie de um terreno (fig. 8.8). Para obteno da soluo, assumiuas seguintes hipteses: macio homogneo, isotrpico, semi infinito e de comportamentolinearmente elstico (validade da lei Hooke), a variao de volume do solo sob aplicao dacarga negligenciada, dentre outras. A eq. 8.10 apresenta a soluo de Boussinesq, para oclculo do acrscimo da tenso vertical efetiva em qualquer ponto do macio, obtida por meiode integrao das equaes diferenciais da teoria da elasticidade.

piz bQz

r

z

Qz

N=

+

= 22

52

2

32

1

Figura 8.8 Carga concentrada aplicada a superfcie do terreno Soluo deBoussinesq.

(8.10)

Onde:Q = carga pontualZ = profundidade que vai da superfcie do terreno (pto deaplicao da carga) at a cota onde desejase calcular z r = distncia horizontal do ponto de aplicao da carga atonde atua z

Nmero de pgina

A estimativa dos acrscimos de tenses verticais muito mais freqente, em termosprticos, que de tenses tangenciais, radiais e de cisalhamento, de modo que esta geralmenterealizada por intermdio de um fator de influncia (Nb), apresentado na eq. 8.10, utilizandose de frmulas e bacos especficos para cada tipo de carregamento. Os valores de Nbdependem apenas da geometria do problema, sendo dado em funo de r/z, no baco da fig.8.9. Observar que z independente do material, os parmetros elsticos no entram naequao.

A soluo de Boussinesq, apresentada acima, no conduz a resultados satisfatriosquando tratamos com alguns solos sedimentares, onde o processo de deposio em camadasconduz a obteno de um material de natureza anisotrpica. A anlise da influncia daanisotropia do solo nos valore obtidos por Boussinesq foi realizada por por Westergaard,simulando uma condio extrema de anisotropia para uma massa de solo impedida de sedeformar lateralmente. As tenses so inferiores s da soluo proposta por Boussinesq que ,por sua vez, o procedimento mais intensamente utilizado nas aplicaes prticas. A fig. 8.9tambm apresenta o fator de influncia (Nw) obtido por Westergaard.

Figura 8.9 Fatores de influncia para tenses verticais devido a uma cargaconcentrada (NB: Soluo de Boussinesq e NW: Soluo de Westergaard).

k 4" Jl +8" % +"N 0

As distribuies de tenses em uma massa de solo, induzidas por outros tipos decarregamentos mais freqentes na prtica, puderam ser estabelecidas a partir da generalizaoda soluo de Boussinesq, as quais sero apresentadas a seguir:

F[I* ! 1 / !"- ,-Z % +WX [

As tenses induzidas no ponto (A), por uma carga uniformemente distribuda ao longode uma linha (Y) na superfcie do semi espao foram obtidas por Melan (fig. 8.10) e estoapresentadas nas equaes 8.11 a 8.13.

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222

32)zx(

z.

qz

+pi=

(8.11)

222

22)zx(

x.z.

qx

+pi=

(8.12)

222

22)zx(

z.x.

qxy

+pi=

(8.13)

O

dy

x

zA

O

Z

Y

X

q/m

Z

x

Figura 8.10 Carga distribuda ao longo de uma linha (Melan).

N[-* ! - . I 1 I-" A ! I . AZ

[

Em se tratando de uma placa retangular em que uma das dimenses muito maior quea outra, como por exemplo, no caso das sapatas corridas, os esforos introduzidos na massade solo podem ser calculados por meio da frmula desenvolvida por Terzaghi & Carothers. Afig. 8.11 apresenta o esquema de carregamento e o ponto onde se est calculando o acrscimode tenses. Observar que a placa tem largura 2b e est carregada uniformemente com q. Astenses num ponto A, situado a uma profundidade (z) e distante (x) do centro da placa sodadas pelas equaes 8.14 a 8.16, com ngulo dado em radianos.

Figura 8.11 Placa retangular de comprimento infinito (sapata corrida).

Nmero de pgina

)cos.sen.(qz +pi

= 2 (8.14)

)cos.sen(qx pi

= 2 (8.15)

pi

= 2cos.sen.qxy (8.16)

*[I* ! . " 1 / 1 " !

Newmark (1935), integrou a equao de Melan (8.11) e obteve a equao para clculoda tenso vertical (z) induzida no canto de uma rea retangular uniformemente carregada.Para o caso de uma rea retangular de lados (x) e (y), uniformemente carregada (fig. 8.12), astenses verticais em um ponto situado numa profundidade (z), na mesma vertical do vrtice(o) dada pela eq. 8.17.

Az

z

y

x

q /rea

Figura 8.12 Placa retangular uniformemente carregada.

++

+++

++

++

+++

++=

1.nmnm)1n2m.n(m

tagarc1nm2nm

.

1.nmnm)1n(mm.n2

4 22222

122

22

22

2222

2122

z pi

q

(8.17)

onde:q = carga por unidade de rea, ou seja, om = x /zn = y /zx, y = largura e comprimento da rea uniformemente carregada.

Os parmetros m e n so intercambiveis. Podese observar que a eq. 8.17, dependeapenas da geometria da rea carregada (m e n), assim, felizmente a eq. 8.17 pode ser reescritaem funo de um fator de influncia:

n

z ]q o I p

(8.18)

onde:I = fator de influncia, o qual depende de m e n.

Os valores de I, para vrios valores de m e n, podem ser determinados em umgrfico, apresentado na fig. 8.13 ou usando a Tabela 8.1. Assim, para calcular z, em um

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ponto, sob um vrtice de uma rea uniformemente carregada, basta determinar x e y e osvalores de m e n, e obter I, usando o grfico ou a tabela.

importante salientar que todas as dedues esto referenciadas a um sistema decoordenadas, no qual o vrtice, ou seja, o canto da rea carregada, coincide com a origem doseixos. Para calcular o acrscimo de tenses em pontos que no coincidem com o canto da reacarregada, devese usar o princpio da superposio dos efeitos, acrescentando e subtraindoreas, de tal forma que o efeito final corresponda rea efetivamente carregada.

O clculo do acrscimo de tenses verticais num ponto (P), situado a umaprofundidade (z) sob o centro da rea retangular ABCD (fig. 8.14a), deve ser feito medianteaplicao da eq. 8.18, onde I corresponde influncia de quatro reas retangulares iguaisAMPN, ou seja, I

= 4I(AMPN).

Figura 8.13 Fatores de influncia para a placa retangular uniformementecarregada.

Suponhamos agora, que desejamos encontrar as tenses verticais no ponto (A), a umaprofundidade z, produzida pela rea II carregada (fig. 8.14b) . Para essa condio teremos quefazer algumas construes auxiliares a fim de satisfazer as condies iniciais (acrescentar esubtrais reas). Para esse casso, o fator de influncia (I ) ser: Ia = I(I+II+III+IV) I(I+III) I(III+IV) +I(IIII).

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MA

N

B

CD

P

IIII

IV

A

II

(a) (b)Figura 8.14 Esquema para clculo das tenses em qualquer ponto Placa

retangular uniformemente carregada.

Tabela 8.1 Fatores de influncia para uma placa retangularm=x/zoun=y/z

m = y/z ou n =x/z0,1 0,2 0,3 0,4 0,5 0,6 0,7 0,8 0,9 1,0 1,2 1,5 2,0 2,5 3,0 5,0 10,0

0,1 0,005 0,009 0,013 0,017 0,020 0,022 0,024 0,026 0,027 0,028 0,029 0,030 0,031 0,031 0,032 0,032 0,0320,2 0,009 0,018 0,026 0,033 0,039 0,043 0,047 0,050 0,053 0,055 0,057 0,059 0,061 0,062 0,062 0,062 0,0620,3 0,013 0,026 0,037 0,047 0,056 0,063 0,069 0,073 0,077 0,079 0,083 0,086 0,089 0,090 0,090 0,090 0,0900,4 0,017 0,033 0,047 0,060 0,071 0,080 0,087 0,093 0,098 0,101 0,106 0,110 0,113 0,115 0,115 0,115 0,1150,5 0,020 0,039 0,056 0,071 0,084 0,095 0,103 0,110 0,116 0,120 0,126 0,131 0,135 0,137 0,137 0,137 0,1370,6 0,022 0,043 0,063 0,080 0,095 0,107 0,117 0,125 0,131 0,136 0,143 0,149 0,153 0,155 0,156 0,156 0,1560,7 0,024 0,047 0,069 0,087 0,103 0,117 0,128 0,137 0,144 0,149 0,157 0,164 0,169 0,170 0,171 0,172 0,1720,8 0,026 0,050 0,073 0,093 0,110 0,125 0,137 0,146 0,154 0,160 0,168 0,176 0,181 0,183 0,184 0,185 0,1850,9 0,027 0,053 0,077 0,098 0,116 0,131 0,144 0,154 0,162 0,168 0,178 0,186 0,192 0,194 0,195 0,196 0,1961,0 0,028 0,055 0,079 0,101 0,120 0,136 0,149 0,160 0,168 0,175 0,185 0,193 0,200 0,202 0,203 0,204 0,2051,2 0,029 0,057 0,083 0,106 0126 0,143 0,157 0,168 0,178 0,185 0,196 0,205 0,212 0,215 0,216 0,217 0,2181,5 0,030 0,059 0,086 0,110 0,131 0,149 0,164 0,176 0,186 0,193 0,205 0,215 0,223 0,226 0,228 0,229 0,2302,0 0,031 0,061 0,089 0,113 0,135 0,153 0,169 0,181 0,192 0,200 0,212 0,223 0,232 0,236 0,238 0,239 0,2402,5 0,031 0,062 0,090 0,115 0,137 0,155 0,170 0,183 0,194 0,202 0,215 0,226 0,236 0,240 0,242 0,244 0,2443,0 0,032 0,062 0,090 0,115 0,137 0,156 0,171 0,184 0,195 0,203 0,216 0,228 0,238 0,242 0,244 0,246 0,2475,0 0,032 0,062 0,090 0,115 0,137 0,156 0,172 0,185 0,196 0,204 0,217 0,229 0,239 0,244 0,246 0,249 0,24910,0 0,032 0,062 0,090 0,115 0,137 0,156 0,172 0,185 0,196 0,205 0,218 0,230 0,240 0,244 0,247 0,249 0,250

(A[I* ! . " 1 "-"

O clculo das tenses induzidas por uma placa circular de raio r, uniformementecarregada, foi resolvido por Love, a partir da integrao da equao Boussinesq, para todarea circular. Para pontos