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INTRODUCCIN A ALGUNAS INTRODUCCIN A ALGUNAS INTRODUCCIN A ALGUNAS INTRODUCCIN A ALGUNAS
PROPIEDADES FUNDAMENTALESPROPIEDADES FUNDAMENTALESPROPIEDADES FUNDAMENTALESPROPIEDADES FUNDAMENTALES
DE LOS SUELOS DE LOS SUELOS DE LOS SUELOS DE LOS SUELOS
Ing. Julio Roberto Nadeo
GRUPO MECANICA DE SUELOS Y ROCAS
FACULTAD REGIONAL LA PLATA U.T.N.
Ing. Augusto Jos Leoni LABORATORIO DE MECANICA DE
SUELOS FACULTAD DE INGENIERIA
U.N.L.P
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Contenido 1 Introduccin 3 1.1 Formacin de Suelos 3 1.1.a Erosin in situ 4 1.1.b Erosin por transporte 4 1.1.c Erosin qumica 5 1.2 Suelo como elemento estructural 6 2 Propiedades fsicas 8 2.1 Propiedades de las partculas de suelo 8 2.2 Pesos especfico 8 2.3 Tamao 8 2.4 Forma y caractersticas mineralgicas 10 2.5 Rugosidad 11 3 Actividad de las partculas de arcillas 11 3.1 Conceptos fsico qumicos 11 3.2 Capacidad de cambio 13 3.3 Doble capa difusa 14 3.4 Propiedades fsicas 15 4 Propiedades de los agregados 18 4.1 Influencia del tamao 18 4.2 Influencia de la forma y de las caractersticas mineralgicas 20 4.2.1 Suelos no cohesivos 20 4.2.2 Suelos cohesivos 25 5 Estructuracin de los suelos 34 5.1 Estructura Simple 35 5.2 Estructura Panaloide 37 5.3 Estructura Floculenta 38 5.4 Estructuras Compuestas 39 5.5 Estructura en Castillo de Naipes 41 5.6 Estructuras dispersas 42 6 El agua en los suelos 43 6.1 Procedencia del agua en los suelos 43 6.2 Diversas formas del agua en el suelo 44 6.3 Agua libre 45 6.4 Agua capilar 46 7 Fenmeno capilar y proceso de contraccin 46 7.1 Tensin superficial, generalidades 46 7.2 Angulo de contacto 49 7.3 Ascensin capilar 51 7.4 Efectos capilares 54 7.5 Proceso de contraccin en los suelos finos 57 7.6 Accin capilar y cohesin aparente 59 8 Bibliografa 62
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1. INTRODUCCION
La corteza terrestre est compuesta por dos tipos de materiales que genricamente se
denominan roca y suelo. La mecnica de Suelos como su nombre lo indica, se dedica al
estudio de la segunda categora, y naturalmente, es necesario algn ndice que sirva de
elemento separador para poder entender de que se trata cuando hablamos de roca y de
suelo.
El problema no es sencillo, porque la naturaleza no da productos que se diferencien
netamente, sino que dichos productos recorren toda la gama sin que exista ninguna
divisin neta. Por eso, la separacin entre suelo y roca no es fcil de hacer en la
prctica.
El libro de Terzaghi-Peck (Mecnica de suelos en la Ingeniera Prctica) define el suelo
diciendo que es un conglomerado de partculas unidas por fuerzas cohesivas de
poca potencia, y planta despus el interrogante sobre cuales son las fuerzas cohesivas
de poca potencia, llamando fuerzas cohesivas de poca potencia a aquellas que pueden
contrarrestarse por una accin mecnica poco intensa, como ser agitacin en agua. De
manera que el lmite de separacin entre uno y otro elemento que forman la corteza no
es simple.
En realidad, el problema no tiene mucha importancia porque, en definitiva, las leyes de
la mecnica de suelos son tambin aplicables a las rocas que tienen poco poder cohesivo
y las leyes de la mecnica de rocas son aplicables a los suelos que tienen mucho poder
cohesivo, de manera que pueden utilizarse indistintamente.
Por lo tanto, en Mecnica de Suelos, vamos a tratar los casos que no merecen ninguna
duda, es decir, aquellos formados por elementos de la corteza terrestre que son
fcilmente disgregables.
1.1.Formacin de los suelos
Fundamentalmente, en la formacin de los suelos como descomposicin de la roca
madre, podemos diferenciar en grandes rasgos la Erosin o Degradacin que a su ves
puede ser Fsica como tambin Qumica.
Dentro de estas acciones debemos saber que la primera solamente dar como productor
granos de gravas arenas o limos, ya que para las arcillas se requiere de transformaciones
qumicas.
Dentro de los efectos producidos por la erosin fsica, podemos diferenciar adems dos
tipos, a saber:
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1.1.a) Erosin in-situ
a-1) Cambios de temperatura
Los efectos del sol en la superficie de la roca actuando sobre la misma durante varias
horas del da, hace que la temperatura de la misma se incremente en varios grados y que
dicha temperatura adems penetre en la masa rocosa. Posteriormente cuando cae el sol
la temperatura de la superficie baja en forma brusca, haciendo que entre la parte
superficial de la misma y la parte interna, se produzcan un gradiente de temperatura que
dilata la roca en distintas magnitudes generando esfuerzos internos de gran magnitud
que por una accin repetitiva (varios aos) fatiga a la roca y finalmente la rompe.
a-2) Crecimiento de cristales
Otra de las acciones que se producen en las rocas agrietadas, o microfisuradas es la
penetracin del agua libre que luego por la accin de un cambio de temperatura puede
congelarse, provocando grandes esfuerzos de compresin en la grieta que la contiene,
logrando con ello ensanchar y desgastar a las paredes de la misma.
a-3) Tensiones de la corteza terrestre
Otra de las acciones que suelen ocurrir en la corteza terrestre, y que pueden derivar en la
formacin de partculas de menor tamao, son todos los movimientos que se generan
tales como los terremotos y que, adems, provocan la formacin de diaclasas,
plegamientos, etc.
a-4) Efectos de la gravedad
Rotura y desprendimientos de macizos rocosos sin contencin lateral, que son
arrastrados por accin de la gravedad cayendo de alturas considerables y que por efectos
del golpe generan partculas de menor tamao.
1.1.b) Erosin por transporte
La erosin por transporte, tiene una importancia fundamental en la formacin de suelos,
la misma, adems, resulta como la accin repetitiva de muchos aos (miles) sobre la
misma partcula hasta que la misma se deposita en lo que nosotros imaginamos como
disposicin final y que sin duda en un futuro, tal ves muy lejano, cambiar.
Dentro de la erosin por transporte podemos mencionar:
- Al agua como transporte fluvial y/o martimo.
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- Al viento con su accin de transporte elico
- A los glaciares con su accin de transporte y de grandes presiones
Descomposicin qumica o por temperatura
Transporte por gravedad
Pi de Monte Fragmentos segregados de bloques
Tranporte Elico
Transporte Fluvial
roca mezclados con gravas, arena y arcillas
1.1.c Erosin qumica:
La erosin qumica es la gran generadora de suelos finos y fundamentalmente de las
partculas de arcilla. Dentro de este tipo de accin podemos mencionar a las siguientes:
c 1) Hidratacin:
Resulta como consecuencia de la adicin de agua a un compuesto qumico para formar
como conclusin otro compuesto qumico, por ejemplo si a la Anhidrita le
adicionamos agua habremos formado el yeso con un incremento de volumen de 1 a 1,6
veces y desarrollando presiones del orden de los 20 kg/cm2 si impedimos el aumento de
volumen.
c 2) Hidrlisis:
Es la descomposicin qumica de una sustancia por medio del agua, se produce como
efecto de que el agua libre, de los climas tropicales de intensa pluviosidad, donde las
rocas estn formadas fundamentalmente de Silicatos y Oxidos de Fe y Al, el agua libre
afloja la ligazn con estos elementos y provoca su descomposicin.
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c 3) Disolucin:
An cuando la Disolucin es un fenmeno fsico, en la erosin de los suelos y rocas,
acta casi siempre acompaado de una importante combinacin y transformacin
qumica, por lo tanto, se lo encuadra en este tipo de fenmenos.
Si bien las formaciones calcreas (roca caliza) son en general poco solubles en agua,
(0,065 gr/litros) cuando en el agua de contacto est presente al anhdrido carbnico, el
carbonato de calcio es disuelto lentamente en forma de bicarbonato de calcio que puede
llegar a una concentracin en agua de 160 gr/litros.
c 4) Oxidacin
La oxidacin que sufren los xidos ferrosos liberados debido a la hidrlisis, los lleva a
transformarse en xidos frricos.
Una evidencia de este accionar se da en la erosin qumica que sufren los basaltos que
primeramente se descomponen en Saprolitos de color amarillo y posteriormente por
una fuerte oxidacin debido al oxgeno disuelto que aportan las lluvias, se transforman
en Lateritas con un fuerte color rojo.
1.2. Suelos, como elemento estructural
La mecnica del suelo forma parte de la teora de las estructuras. En general, se
acostumbra a proyectar las estructuras en el esquema simple de que la misma comienza
a nivel del suelo de fundacin, olvidndose de la parte inferior.
Pero en realidad la estructura est constituida no solo por la parte superior, sino tambin
por la que se encuentra debajo, y sta debe dimensionarse como parte integrante de la
misma, para que resista de manera similar.
El material de fundacin es el determinante de aquellos dislocamientos (movimientos
diferenciales) que se adoptaron para la determinacin de los esfuerzos adicionales en los
clculos realizados en Teora de las Estructuras, resultantes de los asentamientos
provocados por la deformacin del suelo.
Cuando se proyecta una estructura es necesario analizar las condiciones de los suelos.
Estrictamente, nos interesan las propiedades hidrulicas y las mecnicas: resistencia y
deformabilidad, y las propiedades fsicas.
Por ejemplo, la resistencia no permitir dimensionar las bases con un cierto coeficiente
de seguridad a la rotura, la deformabilidad indicar cual ser la magnitud de los
dislocamientos a tener en cuenta a travs del tiempo.
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El ingeniero utiliza el suelo en las condiciones en que se encuentra en la naturaleza, o
bien como materia prima o como material de construccin, y con esa materia prima
fabrica un material nuevo (Suelo cal, Suelos cemento, Terraplenes, Diques de materiales
sueltos, etc).
Las propiedades de ese material nuevo, o mas bien, la utilidad potencial de la materia
prima para producir ese material nuevo de caractersticas determinadas, est ligado, por
la experiencia, a las propiedades fsicas de los suelos. Dicho de otra manera: si se ha
empleado un suelo de determinadas caractersticas fsicas del cual se conoce, por
ejemplo, su comportamiento mecnico, se puede, entonces, predecir que utilizando otros
suelos de las mismas propiedades fsicas, se obtendrn comportamientos similares.
Un tercer propsito no menos importante que los anteriores, se sirve de las propiedades
fsicas. En fundaciones y mecnicas de suelo, mas que en cualquier otra rama de la
ingeniera civil, es necesaria la experiencia para actuar con xito. El proyecto de las
estructuras comunes fundadas sobre suelos, o de aquellas destinadas a retener suelos,
debe necesariamente basarse en modelos matemticos que funcionan en entornos muy
definidos, as que stas pueden ser utilizadas con propiedad, solamente por el ingeniero
que posee un bagaje suficiente de experiencia.
Las obras de mayor envergadura, con caractersticas poco comunes, suelen justificar la
aplicacin de mtodos cientficos en su proyecto pero, a menos que el ingeniero a cargo
de las mismas posea una gran experiencia, no podr preparar inteligentemente el
programa de ensayos requeridos ni interpretar sus resultados en la forma debida.
Como la experiencia personal no llega nunca a ser lo suficientemente extensa, el
ingeniero se ve muchas veces obligado a basarse en informes sobre experiencias ajenas.
Si estos informes contienen una descripcin adecuada de las condiciones del suelo, los
mismos constituyen una fuente estimable de conocimientos de otro modo, pueden
conducir a conclusiones totalmente errneas.
Por esta razn, uno de los principales propsitos perseguidos para reducir los riesgos
inherentes a todo trabajo con suelos, ha consistido en buscar mtodos para diferenciar
los distintos tipos de suelos de una misma categora. Las propiedades fsicas en que se
basa dicha diferenciacin se conoce con el nombre de propiedades ndice.
La naturaleza de cualquier suelo puede ser alterada si se lo somete a un tratamiento
adecuado. Por ejemplo, una arena suelta puede transformarse en densa si se la vibra
adecuadamente. Por eso, el comportamiento de los suelos en el terreno depende no slo
de las propiedades significativas de los granos de su masa, sino que tambin de aquellas
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propiedades que tiene su origen en el acomodamiento de las partculas dentro de la
misma. De ah que resulta conveniente dividir las propiedades ndices en dos clases:
propiedades de los granos del suelo y propiedades de los agregados del suelo.
2.- PROPIEDADES FISICAS
2.1. Propiedades de las partculas de suelo:
Las propiedades fsicas de la partcula de suelo son las siguientes:
- Peso especfico
- Tamao
- Forma
- Caractersticas mineralgicas
- Rugosidad
2.1 Peso especfico:
La parte slida de los suelos est constituida por partculas dispuestas de una manera
determinada, formando un cierto tipo de estructura porosa dentro de la masa. El anlisis
de las partculas del suelo demuestra que su peso especfico vara poco (para arenas:
2,65 kg/dm3 y para arcillas vara entre 2,5 y 2,9 kg/dm3), excluyendo los suelos raros
como los orgnicos y otros que contienen diatomeas o diatomicas. Luego, la variacin
del peso especfico de las partculas contenidas en los suelos no es muy significativa, ni
en las propiedades fsicas ni en las mecnicas, para determinar el comportamiento del
suelo.
No tienen mucha importancia el valor del peso especfico sino en cuanto determina el
peso unitario de ese suelo en consideracin (Peso/Volumen) y permite mediante l,
calcular la tensin que soporta una masa de suelo a una determinada profundidad.
2.3 Tamao:
Todos los suelos tienen partculas de tamao variable, es decir que dentro de la parte
slida de los suelos, hay partculas de distinto tamao.
Esto conduce de inmediato al anlisis de la composicin granulomtrica, es decir, qu
clasificacin de tamao de granos existe dentro de una masa de suelo para ver si ese
anlisis tiene alguna significacin en las propiedades del suelo.
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Vamos a adelantar que en alguna medida la tiene, sobre todo cuando el suelo constituye
materia prima para la produccin de un nuevo material y es usado como material de
construccin.
El anlisis granulomtrico se realiza separando las partculas del suelo en rangos de
tamao a travs de tamices de distintas dimensiones. En esta operacin de dividir las
partculas de suelo en tamaos, nos encontramos con una dificultad prctica, ya que
tamizar suelos por tamices inferiores al N 200 significa una complicacin ya que ste
es muy dbil y difcil de manejar. La mayora de los suelos tienen partculas mas chicas
que 74 y naturalmente, es de inters ingenierl conocer las caractersticas granulomtricas de esta parte del suelo, desde ya entonces, podemos hacer una divisin
en este tamiz N 200 (74) en cuanto a los procedimientos a seguir para determinar la granulometra completa del material.
Para las partculas superiores a los 74 se realiza el estudio de su granulometra por tamices representando los porcentajes que pasan por cada tamiz, en funcin del
logaritmo del tamao, obtenindose as lo que se llama curva granulomtrica del
material.
Para el estudio de las caractersticas granulomtricas de la parte que pasa el tamiz N
200, no siendo prctica la utilizacin de los tamices, ni tampoco completa, es necesario
recurrir a otro procedimiento.
El procedimiento que se utiliza se basa en la ley de Stokes, quien analiz y expres en
frmulas la velocidad de descenso de esferas depositadas en un medio lquido.
Stokes demostr que esa velocidad es funcin, entre otros factores, del dimetro de la
esfera, ese dimetro se determina por el tiempo transcurrido desde el instante en que se
coloca en el recipiente.
El procedimiento slo es aproximado, entre otras cosas porque las partculas del suelo
menores de 74 no son esfricas, no tienen forma redondeada, sino que son chatas como escamas, alargadas o tienen forma de discos. De manera que la ley de Stokes no
es estrictamente aplicable a estas partculas, pero eso tiene poca importancia, primero
porque el estudio de la granulometra para la parte mas fina de los suelos tiene
importancia secundaria para definir las propiedades fsicas y mecnicas, y en segundo
lugar, la relacin entre la curva granulomtrica y las propiedades de los suelos se ha
hecho en forma emprica utilizando para este estudio curvas granulomtricas
determinadas por medio de la ley de Stokes.
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2.4 Forma y caractersticas mineralgicas:
El prximo paso en el anlisis de las propiedades de los constituyentes del suelo es,
indudablemente, el estudio de la forma y caractersticas de las partculas, para ver si
ellas tienen o no relacin con las propiedades de los suelos, y si esa relacin se puede
utilizar de alguna manera.
La experiencia demuestra que si se analizan las formas y caractersticas mineralgicas
de los granos de las partculas de suelo situadas por encima del tamiz N 200, se
observa lo siguiente:
Las partculas mayores del tamiz N 4 consisten en fragmentos de rocas compuestos de
uno o mas minerales y pueden ser angulares, redondeados o chatos (generalmente son
redondeados). Pueden ser sanos o mostrar signos de considerable descomposicin, ser
resistentes o deleznables.
Las partculas comprendidas entre el tamiz N 4 y el tamiz N 100 consisten en granos
compuestos (dentro de nuestra zona) principalmente por cuarzo. Los mismos pueden ser
angulares o redondeados (generalmente son redondeados). Algunas arenas contienen un
porcentaje importante de escamas de mica, que las hace muy elsticas y esponjosas.
Para las partculas por debajo del tamiz N 200 tenemos que:
Cada gramo est constituido generalmente de un solo mineral. Las partculas pueden ser
angulares, en forma de escamas y ocasionalmente en formas de agujas, y a veces
redondeadas. En general, el porcentaje de partculas escamosas aumenta en un suelo
dado, a medida que decrece el tamao de las fracciones del mismo. Las partculas
menores de 2 tienen principalmente forma de escamas. Observemos que en el anlisis anterior, no se habl de la forma y composicin
mineralgica de la fraccin comprendida entre otros tamices 100 y 200, y adems, para
las partculas menores que el tamiz 200 se estableci slo que la fraccin menor de 2
tena principalmente forma de escamas. Esto es lgico ya que la divisin en 74 (tamiz N 200) no est hecha en forma sistemtica y neta. Hay partculas de tamaos mayores
que el tamiz 200, que no conservan la composicin mineralgica original de la roca y
las partculas de tamaos menores del tamiz N 200 que an conservan esas
propiedades, es decir, hay una zona de interaccin en la que se pueden encontrar ambos
tipos de partculas descriptas.
El predominio de partculas escamosas en la fraccin menor de 2 de los suelos naturales es una consecuencia de los procesos geolgicos de su formacin. La gran
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mayora de los suelos deriva de procesos qumicos debidos a la accin de los agentes
climticos sobre las rocas, los que estn constituidos, en parte, de minerales menos
estables. Los agentes climticos transforman los minerales menos estables en una masa
friable de partculas muy pequeas de minerales secundarios que comnmente tienen
forma de escamas, mientras que los minerales estables permanecen prcticamente
inalterados.
Es as como el proceso de descomposicin por los agentes climticos reduce las rocas a
un agregado consistente en fragmentos de minerales inalterados o prcticamente
inalterados, embebidos en una matriz compuesta principalmente de partculas en forma
de escamas. Durante el transporte por agua que sigue a este fenmeno, el agregado es
desmenuzado y sus elementos sujetos a impactos y al desgaste.
El proceso puramente mecnico de desgaste, no alcanza a reducir los granos duros y
equidimensionales de minerales inalterados en fragmentos menores de unos 10. En contraposicin, las partculas friables constituidas por minerales secundarios en
forma de escamas, aunque inicialmente muy pequeos, son fcilmente desgastadas y
desmenuzadas en partculas an menores.
2.5 Rugosidad:
Esta caracterstica slo podra tener importancia, a simple vista, en el caso de las
partculas mayores que el tamiz 200.
En realidad, su importancia es secundaria dado que los granos naturales son por lo
general igualmente rugosos. No obstante, se podra fabricar especialmente una arena de
piedra partida, en cuyo caso s habra diferencias de comportamiento.
La naturaleza se ha encargado de uniformar la rugosidad de los granos, de manera que
esta propiedad no tenga importancia significativa.
3.- ACTIVIDAD DE LAS PARTICULAS DE ARCILLA
3.1. Conceptos fisicoqumicos:
Durante las ltimas dcadas se ha hecho un gran avance en el conocimiento de la
estructura de la materia.
Los tomos o partes ms pequeas de los elementos que componen la materia se
conciben hoy con una estructura planetaria, de tal forma que alrededor del ncleo del
tomo gira una nube de corpsculos an mas pequeos, cargados negativamente,
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denominados electrones, de tal forma que las atracciones elctricas y magnticas entre
los electrones y el ncleo son neutralizadas por la fuerza centrfuga de los electrones.
Los tomos combinados qumicamente forman molculas que representan las menores
partculas indivisibles del nuevo compuesto. Los tomos de la molcula estn
firmemente unidos unos con otros, por los enlaces electroqumicos que resultan del
intercambio o distribucin de electrones.
Se haba hecho referencia a que las partculas de forma escamosa (menor de 74) eran el resultado de la descomposicin qumica en minerales poco estables, principalmente
del feldespato. Esos minerales descompuestos cristalizan una estructura con los
electrones sobre las caras (de mayor superficie), dando lugar a la formacin de
partculas con carga negativa.
Algunas molculas son dipolos, es decir, actan como si tuvieran cargas electrnicas
opuestas en sus extremos, la molcula de agua es un dipolo y la del aceite de parafina no
lo es.
Como resultado de las atracciones entre molculas presentes en una solucin, se
producen los contactos entre las molculas de cargas elctricas opuestas.
La molcula de agua que tiene un tomo de Oxgeno y dos de Hidrgeno es un dipolo
ya que los tomos de Hidrgeno con cargas positivas no se ubican en forma simtrica
con el tomo de Oxgeno, sino que su distribucin se presenta como se indica en la
figura, formando un ngulo de 105 en el centro del tomo de Oxgeno.
Atomo de oxgeno
Atomo de hidrgeno
Molcula de agua dipolar
Como resultado de esto, la molcula de agua tiene una carga negativa en una cara y otra
positiva en la cara opuesta, formando un dipolo.
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3.2 Capacidad de cambio:
La superficie de toda partcula de arcilla de suelo lleva una carga elctrica negativa,
cuya intensidad depende principalmente de sus caractersticas mineralgicas. Las
manifestaciones fsicas y qumicas debidas a la carga de la superficie constituyen lo que
se llama Capacidad de Cambio.
Esta capacidad de cambio est en relacin directa con la cantidad de enlaces rotos de
cristales rotos que, como sabemos, tienen cargas elctricas opuestas en cada extremo y
hace aumentar le capacidad de cambio cuanto ms cristales rotos existen cuando ms
pequeas son las partculas de arcilla.
Esta gran cantidad de cargas elctricas insatisfechas son neutralizadas en parte por iones
que se sitan en las caras de las lminas de arcilla, estos iones son intercambiables y
reciben el nombre de iones de cambio.
Los iones monovalentes, como Na+, se hallan dbilmente ligados al cristal del suelo, los
bivalentes Ca++ y Mg++ estn algo mas firmemente unidos a l y el in H, ligeramente
disociado, mientras que los cationes trivalentes Al+++ y Fe+++ pueden encontrarse unidos
fuertemente al cristal.
La Capacidad de cambio de cationes de un mineral describe su aptitud para adsorber
cationes, su valor se expresa en Miliequivalente por 100 grs de suelo seco.
En la tabla siguiente se indican algunos valores de la capacidad de cambio de cationes y
de aniones de algunas arcillas tpicas
Capacidad de cambio (Miliequivalente x 100 g)
Arcilla Cationes Aniones
Caolinita 2,2 a 15 6,6 a 20,2
Haloysita 10 a 50 80
Monmorillonita 75 a 150 23 a 31
Vermiculita 100 a 150 4
Estos valores son muy orientativos a la hora de evaluar la capacidad de inchamiento
potencial de un suelo arcilloso que resultan ser extremadamente peligrosos cuando
tienen un elevado ndice plstico y una capacidad de intercambio de cationes superiores
a 25 meq x 100.
14
3.3 Doble capa difusa
Cuando a una arcilla se la pone en contacto con agua, alrededor de las partculas de
arcilla comenzarn a flotar las molculas de agua polarizadas, en forma conjunta con
los cationes, tal como se indica en la figura.
Molculas de agua polarizada
Cara de la partcula de arcilla con cargas negativas
Doble capa difusa en las cercana de una partcula de arcilla
De esta forma en la fase lquida alrededor de las partculas de arcilla se forma una
concentracin de cationes y de agua dipolar, formando lo que se conoce como la Doble
capa difusa donde coexiste una elevada concentracin de cationes y de aniones (estos
ltimos en menor cantidad) en las cercanas de la lmina de arcilla que va perdiendo
concentracin a medida que nos alejamos de ella.
Para tener una idea de la influencia de los iones de intercambio digamos que un Ca++
atrae mas molculas de agua que un catin Na+; pero por cada catin Ca++ pueden
absorberse en la superficie del cristal dos cationes Na+. El volumen de dos cationes Na+
es de 7,88 A3, y el de un catin Ca++, de 4,99 A3. Por ello, los cationes Na+ tienen una
capa mas gruesa de agua absorbida a su alrededor, que junto con el catin puede formar
una doble capa particularmente gruesa alrededor de los cristales.
Esta pelcula de agua posee propiedades diferentes de las del mismo lquido en
condiciones normales a la misma temperatura, a causa de la gran presin a que est
sometida por las fuerzas electrostticas.
Cerca de la superficie de la partcula, el agua tiene propiedades de un slido (segn
Winter Korn tiene las propiedades del hielo); en zonas mas alejadas, las de un lquido
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viscoso, y a medida que se tiende hacia el lmite exterior de la doble capa sus
propiedades se aproximan a las del lquido normal.
Otra medida importante en las arcillas es la medicin del pH de las partculas solubles,
se ha observado que cuando aumenta el pH, aumenta tambin la capacidad de cambio
de cationes y disminuye la de aniones.
La velocidad con que se realizan los cambios de cationes aumenta con la concentracin
de la solucin de la base y con la velocidad de filtracin de esta solucin a travs del
suelo.
3.4 Propiedades fsicas
La variacin que en las propiedades fsicas de un suelo pueden causar las bases de
cambio, depende tanto de la naturaleza del suelo como de los cationes permutables.
A causa de los fenmenos relacionados con la actividad de la superficie todo suelo
saturado consiste no de dos sino de tres elementos diferentes:
- Partculas slidas,
- Sustancias absorbidas en la doble capa difusa
- Agua libre normal.
El espesor de las capas absorbidas parece ser independiente del tamao de las partculas
correspondientes a un mismo mineral de igual complejo de absorcin as que el
porcentaje de volumen total ocupado por las sustancias absorbidas aumenta a medida
que disminuye el tamao de los granos. Si las partculas son muy pequeas y adems
tiene forma de escamas, las sustancias absorbidas constituyen una porcin muy grande
del volumen total.
Para ello vale observar los espesores de la doble capa difusa que se forma en la partcula
de Monmorillonita y compararla con la que se forma en otra de Caolinita. En la primera
el aumento de espesor llega al 1400 % con respecto al espesor original de la partcula
sola, mientras que en segundo caso el aumento solamente es del 180 %.
Esto explica porqu las monmorillonitas experimentan un hinchamiento importante
cuando tienen la posibilidad de incrementar su contenido unitario de agua.
Cristal de monmorillonita Doble capa difusa Agua adsorbida
Partcula tpica de Monmorillonita de 1000 x 10
Cristal de Caolinita Doble capa difusa
Agua adsorbida
Partcula tpica de Caolinita de 10.000 x 1000
Todo lo enunciado hasta ahora, indudablemente plantea de inmediato una diferencia en
los factores determinantes de los suelos situados por encima del tamiz 200 y de los
situados por debajo de dicho tamiz.
Las partculas cuyo tamao est por encima del tamiz 200, constituyen las partculas
gruesas del suelo, mientras que las que estn por debajo del tamiz 200, son las partculas
finas.
Doble capa difusa 200
10
Doble capa difusa 400
1000 16
17
Los suelos que tienen slo partculas superiores al tamiz 200 y estn secos se disgregan
cuando no estn contenidas, sin exigir ningn esfuerzo de traccin porque no tienen
cohesin.
Los que tienen en su masa partculas menores que el tamiz 200 en porcentajes
importantes, son suelos cohesivos y exigen un cierto esfuerzo de traccin para separar
sus partculas.
La arcilla es un suelo cohesivo, la fuente de esta cohesin no parece estar en la atraccin
molecular de las partculas en sus puntos de contacto sino en la resistencia al corte de
las capas absorbidas que separan las partculas en dichos puntos. Esta hiptesis est
corroborada por el hecho de que la cohesin de una muestra de la fraccin muy fina de
un suelo determinado a un contenido dado de humedad, depende en gran parte de la
naturaleza del complejo de absorcin. Si el contenido de humedad de un suelo muy fino
saturado disminuye, el volumen ocupado por las sustancias absorbidas permanece
constante. Por consiguiente, la cohesin aumenta al disminuir el contenido de humedad.
Si se amasa completamente una muestra de la fraccin muy fina de un suelo y luego se
la deja reposar sin que sufra alteracin alguna, la masa adquiere con el tiempo mayor
resistencia cohesiva, dicha resistencia aumenta al principio en forma rpida y luego mas
y mas lentamente.
Si la muestra es nuevamente amasada a contenido de humedad constante, su cohesin
disminuye en forma considerable, pero si se la deja reposar, vuelve a recuperar su valor.
Este fenmeno se conoce con el nombre de Tixotropa.
La prdida y el subsiguiente retorno de la resistencia cohesiva parece deberse a la
destruccin y subsiguiente reordenacin de la estructura molecular de las capas
absorbidas.
El poder separar los distintos tamaos del suelo mediante un anlisis granulomtrico
posibilit comprobar que existan dos fracciones que se comportaban en forma
totalmente distinta. Ellas son las que conforman los suelos no cohesivos y los cohesivos
que estudiaremos por separado. Dicho estudio se encarar estableciendo qu influencia
tienen en el comportamiento del agregado de suelo las propiedades de los granos del
suelo.
18
4.- PROPIEDADES DE LOS AGREGADOS
4.1. Influencia del tamao
Veamos qu significacin tiene la granulometra en las propiedades de los suelos
cohesivos y de los no cohesivos, para lo cual la mejor forma de razonar es ver si todos
los suelos que tienen igual granulometra se comportan de la misma manera, si es as, la
granulometra es significativa, en caso contrario proporciona un servicio muy
secundario.
Desde el instante mismo en que las propiedades de los suelos adquirieron importancia
prctica, se intent con frecuencia, correlacionar las caractersticas granulomtricas con
las constantes del suelo necesarias para resolver los problemas de la prctica, sin que se
haya llegado a resultados satisfactorios.
Por ejemplo, los intentos efectuados para determinar el coeficiente de permeabilidad de
los suelos partiendo de los resultados del anlisis granulomtrico han fracasado debido a
que la permeabilidad depende, en gran parte, de la forma de los granos, forma que
puede ser muy diferente an para suelos que tengan granulometras idnticas.
Sin embargo, se puede establecer una relacin indirecta entre el tamao y la
permeabilidad, dado que si las partculas son pequeas, los intersticios entre ellas
tambin lo son y, en consecuencia, el movimiento del agua a travs de este suelo es mas
difcil que a travs de un suelo de granos gruesos y grandes intersticios entre los
mismos. Pero, tal cual se enunciara precedentemente, el slo conocimiento del tamao
de las partculas no permite ninguna estimacin precisa de coeficiente de permeabilidad.
Asimismo, se ha determinado que la friccin interna de las arenas bien graduadas
cementadas, es mayor que la que le corresponde a arenas de granos uniformes en la
misma condicin.
Hay que recordar que el ngulo de friccin interna de una arena, depende no slo de las
caractersticas granulomtricas, sino tambin de la forma de los granos y de la rugosidad
de sus superficies. As, por ejemplo, los ngulos de friccin interna de las arenas de
granulometras idnticas pueden ser muy diferentes.
Los ensayos efectuados para correlacionar las caractersticas granulomtricas de los
suelos cohesivos, con la friccin interna, han sido an menos felices.
Como las propiedades de una arcilla dependen en gran parte del tipo de mineral
arcilloso que predomina y de las sustancias presentes en sus capas de absorcin, se ve
que dos arcillas granulomtricamente idnticas pueden ser muy distintas en otros
aspectos.
19
Debido a stas circunstancias, slo en el caso de suelos de una misma categora y del
mismo origen geolgico (por ejemplo, todas las arcillas y todas las arenas ubicadas en
zonas limitadas), se han podido establecer relaciones estadsticas bien definidas entre la
granulometra y las propiedades de los suelos, como ser, su friccin interna.
En tales regiones, la granulometra puede ser y es utilizada como elemento de juicio
para apreciar las propiedades significativas de los suelos, pero su extensin fuera de los
lmites indicados no es aconsejable pues se corre el riesgo de cometer errores
importantes.
La experiencia demuestra que la granulometra es significativa, para el caso de suelos
no cohesivos, para medir la calidad potencial de suelos granulares, para constituir
materia prima en ciertas condiciones especiales, en el caso de terraplenes, filtros, bases
o sub-bases de pavimentos, y adquiere una importancia secundaria en su uso para
espaldones de diques de materiales sueltos.
De una manera general: lo que el tamao de los granos nos proporciona es una cierta
idea de alguna de las propiedades potenciales del suelo.
Sin embargo, la primera gran clasificacin de los suelos, se hace en funcin del tamao
de las partculas.
En el cuadro que se adjunta se destaca la divisin adoptada para los distintos sistemas
de clasificacin que actualmente utilizamos los ingenieros en nuestros proyectos.
Tamao de los granos (mm)
Nombre de la Organizacin Grava arena limo arcilla
Massachusett Institute of Tec. > 2 2 a 0,06 0,06 a 0,002 2 2 a 0,05 0,05 a 0,002
20
4.2. Influencia de la forma y de las caractersticas mineralgicas
4.2.1. Suelos no cohesivos
La forma de los granos como vimos, tiene una importancia secundaria en la
determinacin de las propiedades de los suelos ya que, en la mayora de los casos, los
granos son redondeados.
Solamente la presencia de mica dentro de los suelos, tiene una importancia significativa
para sus propiedades. Si se determina la deformabilidad de una arena formada por
granos de cuarzo mas bien redondeados, o de forma cercana a la cbica, y se le agrega
un 10 % de mica del mismo tamao, el conjunto sigue siendo una arena y aunque no se
altere su granulometra, la deformabilidad del suelo aumenta de manera notable. La
deformacin de la mica tiene por lo tanto mucha influencia en la deformacin.
% de Mica
cm3 0 5 10 20 40
500
400 480
300 237 320
200 185
100 140
0
% de Mica
cm3 0 5 10 20 40
500 480
400 320
300 237 290
200 185 180 210
100 140 160
0
Reduccin de volumen producida por una presin del 1 kg/cm2 en muestras de 200 gs de varias mezclas
de arena y mica. La reduccin crece con el contenido de partculas escamosas de mies (reproduccin del
trabajo de Terzaghi)
21
La figura anterior muestra el resultado de los ensayos de compresin en mezclas de
arena y mica del mismo peso. Puede verse que tanto el volumen como la
compresibilidad de la mezcla aumentan con el porcentaje de mica. Esto se debe al
efecto puente de las escamas de mica entre los granos de arena y la flexibilidad
subsiguiente de estas escamas bajo presin creciente.
En la mayora de los casos, la dureza individual de los granos del suelo es de poca
importancia. Casi todas las arenas se componen mineralgicamente de dursimos granos
de cuarzo, con aristas redondeadas.
Las presiones de cimentacin, normalmente permitidas sobre tales terrenos, no son
suficientes para aplastar o romper ningn grano redondeado, pero s lo puede hacer, en
algunos casos excepcionales, en los que la arena se compone de algn otro mineral ms
blando que el cuarzo y de granos angulosos o en formas de lajas.
Los efectos sobre stos materiales de las tensiones generadas por las zapatas por las
fundaciones en general, cambian la granulometra de la masa involucrada que puede ser
investigada de la siguiente forma:
Se obtiene con precisin la curva granulomtrica de una muestra de arena; sta se
somete despus a presiones iguales o, un 50 % mayores que las presiones previstas para
una fundacin, y se obtiene de nuevo la curva granulomtrica. Si de la comparacin de
ambas curvas, antes y despus de la compresin, resulta un aumento apreciable en el
porcentaje de las partculas mas pequeas y del polvo, es una indicacin de que se han
triturado los granos y es preciso reducir convenientemente las presiones proyectadas.
Consideraciones de esta clase, en muchos casos, imponen un lmite a la altura de las
presas de escollera.
La presencia en terrenos de arena de conchas huecas origina algunas veces un asiento
considerable del terreno al cargarlo, con las consiguientes perturbaciones en la
cimentacin, por la facilidad con que estas conchas se trituran. Por esta razn, debe
comprobarse cuidadosamente su presencia durante las investigaciones preliminares del
terreno elegido para cimentar.
Si el peso especfico de las partculas slidas no tiene importancia; si la granulometra
no es importante; si la forma no es importante y si la rugosidad de la superficie de los
granos tampoco lo es, en qu se diferencian los distintos suelos granulares?.
Una vez ms debe aclararse, que los factores citados tienen cierta influencia sobre las
propiedades de estos suelos, pero no una influencia decisiva.
22
La influencia decisiva sobre las propiedades de los suelos granulares, la ejerce otra
circunstancia que vamos a definir ahora. Para ello, supongamos que tenemos una arena
de una granulometra definida, con una forma de grano y de con una rugosidad
uniforme en los mismos.
Si dividimos esa masa de arena en dos porciones de igual peso, y volcamos ambas
porciones en sendos recipientes iguales, cilndricos y llenos de agua, que las contengan.
Volcando la arena en forma suave dentro de los recipientes llenos de agua, por medio de
un embudo, de manera que vaya formndose una masa de arena suelta, y aplicamos
sobre una de esa masa una carga por medio de una zapata que dejamos reposar sobre la
arena, podremos medir el asentamiento (S) de la base dentro de la arena suelta.
Si en el segundo recipiente luego de colocada la arena en forma suelta se la somete a
vibraciones, simplemente golpeando lateralmente el recipiente, observamos dos
situaciones:
1) El volumen de la masa de arena disminuye su volumen (se densifica)
2) Al colocar la zapata en forma similar que en el caso anterior, el hundimiento (S) de
la misma dentro de la arena es menor.
Si en lugar de efectuar esta experiencia en la forma en que se acaba de explicar, se la
realiza colocando una zapata ms pequea, en ese caso la arena se levanta a los costados
y se necesitar una carga muchsimo menor para obtener el mismo efecto (S).
P P P < P
S
Esas dos porciones de arena, que en rigor estn compuestas por el mismo material
tienen, desde el punto de vista de la ingeniera civil, un comportamiento distinto:
soportan cargas muy diferentes y se deforman tambin de manera muy distinta. La que
tena mayor volumen inicial resiste menos y se deforma ms que la vibrada con
menor volumen inicial.
23
Como la parte slida de ambas masas es la misma, la diferencia de volumen entre ambas
slo puede ser posible, si existe una diferencia en el volumen de huecos o de vacos.
Quiere decir que en los suelos granulares, es el volumen de huecos o de vacos el
determinante de las propiedades mecnicas del material, en comparacin con el
volumen de vacos que dispone el mismo en su estado ms denso, y es el factor que
tiene importancia primordial para la medicin de dichas propiedades.
La manera de poder establecer su influencia es mediante la determinacin de la llamada
Densidad Relativa Dr, la cual se define de la siguiente forma:
Para una masa de arena determinada hay un volumen de huecos que es mnimo, medido
por su relacin de vacos mnima, emin, de manera que es imposible lograr un mayor
encaje de los granos entre s, dentro de esa masa.
Esa misma masa de arena se puede disponer de tal modo que su volumen de vacos sea
mximo, medido por su relacin de vacos mxima, emx En el primer caso, la arena
constituye casi una roca, porque la nica manera en que se puede deformar es
deformando los granos slidos. Para deformar la arena hay que deformar el slido y el
slido es roca. En el segundo caso, la arena est en un estado de estabilidad casi
inestable. La arena en tal estado tiene, por el contrario, una resistencia muy pequea.
En la naturaleza, se encuentran arenas que, en general, tienen una relacin de vacos
comprendida entre ambos lmites emin y emx.
Se denomina densidad relativa de esa arena a la relacin:
100.mnmx
mx
eeeeDr
= en (%)
Como se ve, la densidad relativa expresa el grado de densidad de una arena en un estado
determinado por la relacin del mximo incremento posible de su relacin de vacos
a la amplitud total de variacin de dicha relacin.
La densidad relativa de la arena tiene un significado bien definido, ya que su valor es
prcticamente independiente de la presin esttica a que el material est sometido. Por
el contrario, el grado de densidad de las arcillas y de otros suelos cohesivos depende en
forma primordial de las cargas que los mismos ha soportado y, en algunos casos, de la
velocidad con que las mismas fueron aplicadas. De modo que el valor de la Dr da datos
24
directos relativos a la estabilidad de la arena en su estado natural. El conocimiento de
este valor es, pues, de importancia prctica directa.
Para la arena ms suelta posible emx, la densidad relativa Dr = 0%, mientras que para
el estado ms denso emn, Dr =100%.
Si la experiencia indicada anteriormente de cargar una masa de arena con una zapata se
realizar por escalones desde emx a emin, dara como resultado que tanto la
deformabilidad como la carga de rotura Pr determinada para cada caso, seran
proporcionales a las densidades relativas Dr %.
Cuanto mayor es la densidad relativa, menor es la deformabilidad y mayor la
resistencia.
El clculo de la relacin de vacos e, requiere el conocimiento del volumen slido de
la muestra, que se obtiene de su peso una vez conocido el peso especfico s.
La determinacin de s se tiene que hacer en el laboratorio con mucho cuidado. Por dicha razn, la relacin de vacos e, se usa para definir la consistencia de los
suelos, principalmente en las investigaciones de laboratorio.
Todo esto hace que sea mucho ms prctico determinar la densidad relativa por medio
de su peso unitario, utilizando la densidad seca d. valor ste de fcil obtencin en campaa o laboratorio.
( )( )minmax
minmaxddddddDr
= .100 (en %)
Tschebotarioff aconseja clasificar las arenas de acuerdo a su densidad relativa de la
siguiente manera:
Arena suelta: Dr entre 0 a 33 %
Arena medianamente densa: Dr entre 33 % a 66 %
Arena densa: Dr entre 66 % a 100 %
En el caso de esferas de igual tamao, se obtiene:
25
Estibacin floja: emx = 0,91
Estibacin densa: emn = 0,35
Cuanto ms uniforme es una arena, ms se aproximan su emx y emin a los valores
anteriores para esferas iguales.
Para arena menos uniformes, es decir, mejor graduadas, menores son su emx y emin, en
una arena real, el efecto de la presencia de partculas ms pequeas se compensa con la
forma angulosa de los granos de la arena. El resultado es que los lmites observados de
la relacin de vacos de la arena real son emx = 1,00 y emin = 0,43 y se corresponden
muy de cerca a los mismos lmites con esferas de igual tamao.
Las determinaciones de emx y emin se pueden hacer en laboratorio utilizando para ello,
muestras alteradas.
La relacin de vacos natural (e) se logra a travs de ensayos in situ ya que es imposible
la obtencin de muestras inalteradas de suelos granulares.
En el caso de las determinaciones de las relaciones de vacos en los suelos granulares
ubicados por debajo de la napa de agua, la misma no se realiza en obra a pesar de su
valor prctico considerable. En estos casos se utilizan ensayos indirectos para la
determinacin de la densidad relativa.
4.2.2. Suelos cohesivos:
Vamos a analizar ahora, la influencia de la forma y de las caractersticas mineralgicas
en los suelos cohesivos (exclusivamente partculas menores del tamiz N 200).
26
Para ello, consideramos la posibilidad de disponer de dos suelos de origen distinto:
uno de origen grantico (producto de la descomposicin qumica de una roca grantica)
y otro de origen basltico (producto de la descomposicin qumica de una roca
basltica). Supongamos que ambos tienen la misma granulometra (igual curva
granulomtrica) y la misma relacin de vacos (igual cantidad de huecos). Ambos suelos
se diferencias entonces en su forma y composicin mineralgica.
La experiencia muestra que solamente por casualidad estos dos suelos pueden tener
propiedades mecnicas iguales, es decir que en este caso, la granulometra y la densidad
de los suelos son factores no determinantes de las propiedades o de la diferencia de
propiedades entre esos suelos.
Desde luego, que la densidad siempre es factor de inters en la determinacin de las
propiedades de un suelo dado. Si un determinado tipo de suelo tiene una gran cantidad
de huecos, es mas deformable que ese mismo suelo con menor cantidad de vacos.
Los dos suelos iniciales, de igual granulometra, de igual porosidad y de distinto origen,
se comportaban de manera distinta a pesar de todas esas identidades: si pudisemos
analizar en esos suelos la forma y la composicin mineralgica de las partculas, stos
nos indicaran una disparidad semejante a la disparidad de sus propiedades.
Esa disparidad no reside en la ubicacin de las partculas dentro de la masa, sino en
propiedades inherentes a las propias partculas en s.
La medicin de esas propiedades de las partculas se puede efectuar de una manera
directa utilizando instrumentos cuyo manejo e interpretacin mas que al ingeniero,
corresponden al fsico o al qumico y exige el anlisis de la composicin mineralgica
(no qumica) y cristalogrfica de dichas partculas efectuados por medio, del anlisis
termodiferencial, rayos X, etc.
As se pueden diferenciar esas partculas en familias de cristales o de minerales
distintos, familias que desde el punto de vista de la mecnica del suelo, pueden
reducirse a tres:
a) La familia de las Montmorillonitas, llamadas as por derivar de la localidad de
Montmorillon, en Francia, que se caracteriza por tener gran cantidad de estos
minerales arcillosos con composicin qumica y cristalogrfica determinada.
La bentonita por ejemplo, contiene gran cantidad de arcilla de la familia de las
montmorillonitas.
27
b) Otra familia comprende los minerales arcillosos llamados Illitas, debido a que su
diferencia con los dems minerales arcillosas se logr poner de relieve con un
suelo encontrado en el estado de Illinois.
c) La tercer familia la constituyen las Caolinitas, minerales arcillosos con gran
contenido de caoln.
Luego, la diferenciacin de los distintos suelos finos se efecta a travs de un camino
indirecto, camino ste que est de alguna manera, ligado a las propiedades especficas
de cada uno de estos minerales arcillosos.
Dicho camino se basa en el siguiente hecho fsico:
Si se toma una masa de suelo fino y se mezcla con agua amasndola, si la masa est
seca inicialmente, se nota que a medida que se adiciona agua esa masa, que en principio
era dura como una piedra y que no se poda amasar con los dedos, se va ablandando, va
perdiendo sus caractersticas de slido para transformarse en un material mas bien
plstico, es decir, que puede deformarse con cierta facilidad con un esfuerzo
relativamente pequeo.
Un material plstico, segn el concepto del ingeniero, es un material que en un
diagrama requiere un cierto esfuerzo para deformarse en un valor determinado,
pero a partir de all, con un esfuerzo constante la deformacin crece indefinidamente.
u
De acuerdo al concepto de E.J. Badillo, y A.R. Rodrguez tambin puede definirse como
plasticidad, la propiedad de un material por la cual es capaz de soportar deformaciones
28
rpidas sin rebote elstico, sin variacin volumtrica apreciable y sin desmoronarse o
agrietarse.
En cermica o en las artes plsticas, un material plstico es un material que puede
moldearse y, sobre todo en cermica, es un material que puede amasarse.
Con el criterio del ceramista el suelo del ejemplo es plstico porque puede ser amasado.
El amasado consiste en producir una deformacin del material que altera su forma pero
no su volumen, conservando luego la nueva forma adquirida.
El que un suelo en estado plstico ante un esfuerzo altere su forma pero no su volumen
se debe a que dicho suelo en dicho estado est saturado. Si se sigue agregando agua, ese
suelo se hace cada vez mas fcil de amasar, ofrece menor resistencia. Si se contina
agregando agua, llega un momento en que del estado plstico pasa al estado lquido o
fluido, y entonces ya no se puede amasar con los dedos porque fluye entre los mismos.
Si se analiza el comportamiento de suelos de distintas caractersticas en la forma
descripta, se descubre que la cantidad de agua necesaria para pasar del estado slido al
estado plstico y del plstico al lquido, es distinta para los diferentes suelos.
Sin embargo, la transicin de un estado al otro no ocurre en forma abrupta, tan pronto se
alcanza una humedad crtica, sino en forma muy gradual, es por ello que la separacin
entre los distintos estados es mas o menos arbitraria, utilizando ensayos muy simples
que originalmente tuvieron su uso en el estudio de los suelos con propsitos agrcolas.
El lmite entre el estado slido y el plstico se denomina lmite plstico y entre el
estado plstico y el lquido, lmite lquido. Estos se designan genricamente lmites de
consistencia o lmites de Atterberg en honor del cientfico sueco que los introdujo.
Se entiende por consistencia el grado de resistencia de un terreno de grano fino a fluir
o deformarse.
Si nosotros representamos sobre una semi-recta los distintos estados expuestos,
tendremos:
Estado Slido Estado Plstico Estado Lquido
n %
0 % P L
Luego el lmite plstico es el lmite inferior de la zona en la cual el suelo puede
amasarse, y el lmite lquido en el lmite superior de dicha zona plstica. La diferencia
29
entre ellos es el ndice de plasticidad que da el rango de humedad dentro del cual un
suelo determinado se comporta como un material plstico.
Ip = L - P = lndice plstico
Habamos dicho que el anlisis de la forma y composicin mineralgica de las
partculas de dos suelos distintos indicaba una disparidad semejante a la disparidad de
sus propiedades y que un modo de detectar las diferencias de forma y composicin
mineralgica de esos dos suelos y por ende de sus propiedades, era mediante la
ejecucin de los lmites de Atterberg. Veremos qu relacin existe entre dicho lmite y
la forma y composicin mineralgica de las partculas.
La propiedad de la plasticidad es un atributo solamente de los minerales arcillosos el
polvo de cuarzo, por ejemplo, no es plstico, cualquiera sea el grado de fineza de sus
partculas. Como prcticamente todos los suelos finos contienen minerales arcillosos,
los mismos son -por consiguiente- plsticos.
J. D. Sullivan, trat muestras de una misma arcilla hidrogenada con distintos cationes, y
encontr que, a igual contenido de humedad, en estado slido, la resistencia al corte
vara apreciablemente, decreciendo en el orden en que se citan los cationes en la tabla
siguiente (relacin entre las propiedades mecnicas y su forma y composicin
mineralgica).
Lista de Cationes en orden decreciente de su efecto benfico sobre la
resistencia al corte de una arcilla.
Mayor resistencia al corte
NH4+, H+, K+, Fe+++, Al+++, Mg++, Ba++, Ca++, Na+, Li+
Mayor plasticidad
La plasticidad vara aproximadamente en el mismo orden, pero en sentido opuesto.
El fenmeno se puede explicar por la formacin de la doble capa difusa de gran
viscosidad, donde se encuentran los cationes permutables en contacto con la superficie
de las partculas del suelo. Estas pelculas pueden ser relativamente gruesas en el caso
de cationes muy vidos de agua, como el Li+ y Na+, pero muy delgadas con el H+.
30
La doble capa difusa de los otros cationes tienen espesores intermedios, segn la
sucesin de la tabla citada precedentemente.
Por esta razn, los suelos con cationes Li+ y Na+ absorbidos, son relativamente mas
plsticos y, con un bajo contenido de agua (es todo slido), tienen relativamente
menor resistencia al corte, pues sus partculas se hallan separadas por una doble capa
difusa mas gruesa, con propiedades semislidas.
Para contenidos de humedad ms altos (es todo lquido), resulta una relacin inversa
(relacin entre la plasticidad y la forma y composicin mineralgica de las partculas).
Tanto en el estado slido como en el plstico, las fracciones finas de los suelos poseen
cohesin, es decir, capacidad para resistir tensiones tangenciales o de corte.
El lmite lquido da una medida de la resistencia al corte que posee un suelo mezclado
con agua. En otras palabras, mide la verdadera cohesin potencial de un material que, a
su vez, depende de la superficie total de sus reas de contacto, es decir, de la finura y
forma de sus granos.
Cuanto ms pequeos y ms aplanados son los granos de una arcilla, mayor es el rea
total de contacto entre los granos y mayor la cantidad de agua necesaria para
revestirlos, por ello, el lmite lquido es ms alto, dicho de otra manera, hay que
aadirle ms agua a la mezcla para hacerla fluida.
El lmite lquido de una arcilla disminuye con el agregado de arena o limo. El lmite
plstico disminuye al mismo tiempo, pero no tan rpidamente como el lmite lquido, de
forma que la adicin de partculas gruesas causa un descenso del ndice plstico,
debemos recordar que para las arenas, el ndice plstico es cero ya que no se pueden
determinar los lmites extremos (Plstico y Lquido).
El lmite plstico est fuertemente afectado por el contenido orgnico del suelo que
eleva su valor, sin elevar simultneamente el valor del lmite lquido. Por dicha causa,
los suelos con contenido orgnico tienen bajos ndices plsticos y lmite lquido
relativamente altos.
Habamos graficado los distintos estados por los que un suelo poda pasar al agregrsele
agua:
Estado Slido Estado Plstico Estado Lquido
n %
0 % P L
31
A medida que el contenido e humedad de un suelo cohesivo se aproxima ms al lmite
inferior de la zona plstica (P), es mayor su resistencia y compacidad.
Se llama consistencia relativa del suelo a la siguiente relacin, que da un nmero que
tiene alguna semejanza a la densidad relativa de los suelos no cohesivos.
IpCr nL
PL
nL
=
=
Si el contenido de humedad natural (n) de un estrato de suelo es mayor que el L (consistencia relativa negativa), el amasado transforma al suelo en un barro viscoso,
espeso.
Ejemplo: Tomemos dos muestras arcillosas denominadas A y B. La muestra A tiene un
L = 40% y la B un L = 60%. La energa usada para determinar estos valores en el
cascador de Casagrande es constante (25 golpes con una cada de 1 cm de altura) , luego
el esfuerzo desarrollado en cada caso para que el suelo fluya es el mismo
(aproximadamente al corte: 25 gr/cm2)
A B
n %
0 % L = 40 L = 60
Esto nos indica que la muestra A resisti una tensin de corte hasta que su contenido
unitario de agua lleg a una humedad del 40 %. Mientras que la muestra B, resisti la
misma tensin de corte con una humedad del 60 %, de donde deducimos fcilmente
que la muestra B es ms resistente a las solicitaciones de corte que la muestra A
para un mismo contenido unitario de agua.
Por lo tanto para comparar las resistencias que pueden desarrollar dos suelos, deben
ensayarse las muestras con igual contenido de humedad.
Esto intenta explicar por qu el lmite lquido mide la cohesin potencial de un suelo, y
la llamamos potencial, porque dicha cohesin depender de la humedad del suelo en el
momento de su estudio.
32
Por el contrario, si el contenido de humedad natural es menor que el P (n < P consistencia relativa mayor que la unidad Cr > 1), el suelo no puede ser amasado.
Debe observarse, sin embargo, que los valores de Cr son insuficientes por s solos para
indicar la consistencia real del suelo de su estado natural porque el lmite lquido se
determina para el suelo que pasa el tamiz N 40, por lo tanto, fue primeramente secado
al aire, y roturado para su posterior tamizado; en tanto que la humedad natural se
determina sobre todo el suelo que mantiene sus propiedades fsicas originales. Por eso
puede suceder, en arcillas de gran susceptibilidad, que el contenido de humedad
natural corresponda a su L, aunque dichas arcillas en estado natural soporten,
con seguridad, cargas mas o menos importantes.
Terzaghi establece que la resistencia a compresin simple de las arcillas inalteradas con
consistencias relativas prximas a cero, vara comnmente entre 0,3 y 1 kg/cm2.
Con consistencias relativas cercanas a la unidad, la resistencia a la compresin vara
generalmente entre 1 y 5 kg/cm2.
Como hemos visto en todo este anlisis, la comparacin de los WL y WP con las
propiedades mecnicas (deformabilidad y resistencia), muestra un cierto tendencia o
dependencia, no una relacin determinada, sino una cierta tendencia.
Esta tendencia, se ha utilizado en la prctica de la ingeniera para con las propiedades
mecnicas potenciales de esos mismos suelos.
La medida cuantitativa ms directa de la consistencia de suelos inalterados es la
resistencia a la compresin simple (no confinada) de muestras prismticas o cilndricas.
La siguiente tabla nos proporciona en funcin de dicha resistencia varios grados de
consistencia:
Resistencia a la
compresin simple
qu en kg/cm2
Consistencia
Menos de 0,25 Muy blanda
0,25 - 0,50 Blanda
0,50 - 1,00 Medianamente compacta
1,00 - 2,00 Compacta
2,00 - 4,00 Muy compacta
Mayor de 4,00 Dura
33
Las arcillas comparten con muchas otras sustancias coloidales, la propiedad de perder
resistencia por ablandamiento cuando son amasadas a un contenido de humedad
constante. El ablandamiento de los suelos inalterados se debe probablemente a dos
causas distintas:
a) La destruccin del ordenamiento en que estn dispuestas las molculas de la
doble capa difusa.
b) La destruccin de la estructura formada por las partculas durante el
proceso de sedimentacin.
Aquella parte de la prdida de resistencia que se debe al desordenamiento de la doble
capa difusa es gradualmente recuperado si la arcilla permanece en reposo, a contenido
de humedad constante, despus del amasado (fenmeno tixotrpico). El resto debido
probablemente a la alteracin permanente de la estructura, es irreversible a menos que
se reduzca el contenido de humedad de la arcilla.
La importancia que cada una de estas partes tiene en la estructuracin de la
resistencia de las arcillas inalteradas es muy distinta para las diferentes arcillas.
El trmino sensibilidad se refiere al efecto que el amasado produce sobre la
consistencia de las arcillas inalteradas, independientemente de la naturaleza fsica de
las causas del fenmeno. El grado de sensibilidad es diferente para las distintas arcillas
y puede tambin diferir en una misma arcilla segn cual sea su contenido de humedad.
Si una arcilla es muy sensitiva, un deslizamiento de cualquier naturaleza puede
transformarla en una masa de trozos lubricados capaces de deslizar con un talud suave,
mientras que un deslizamiento similar en una arcilla de baja sensibilidad, slo produce
una deformacin local. El cambio de consistencia producido por la alteracin de una
arcilla sensitiva, trae siempre aparejado un cambio de su permeabilidad.
El grado de sensibilidad (St) de una arcilla, se expresa por la relacin entre la cohesin
no drenada de una muestra inalterada y el valor de la cohesin de la misma muestra
despus de amasada a contenido de humedad constante, es decir:
Cohesin no drenada de la arcilla inalterada St = Cohesin no drenada de la arcilla amasada
34
Los valores de St estn comprendidos entre 2 y 4 para la mayora de las arcillas. Para
arcillas sensitivas, vara entre 4 y 8, aunque se conocen arcillas ultrasensitivas o rpidas
con valores de St mayores de 8. Estos valores altos pueden ser causados por una
estructura en esqueleto bien desarrollada, por un alto grado de tixotropa de la fraccin
mas fina del suelo, o por ambas causas simultneamente.
Las arcillas ultrasensitivas se encuentran principalmente entre las arcillas glaciares
blandas depositadas en aguas ptridas o de mar, y entre las arcillas blandas derivadas de
la descomposicin de cenizas volcnicas.
Valores de sensitividad
Clasificacin St Insensitivas ~ 1
Ligeramente sensitivas 1 2
Medianamente sensitivas 2 - 4
Muy sensitivas 4 8
Ligeramente rpidas 8 16
Medianamente rpidas 16 32
Muy rpidas 32 64
Extra rpidas > 64
Se puede obtener una idea de la complejidad de la estructura de una arcilla, comparando
el peso unitario (di) de una muestra intacta de suelo secada a estufa y el peso unitario
(dr) de una muestra completamente amasada, a contenido de humedad constante de la
misma arcilla tambin secada a estufa. Cuanto mayor sea la diferencia entre di y dr, tanto mayor ser la diferencia entre la estructura del suelo intacto y el acomodamiento
desordenado de partculas del suelo amasado.
5.- ESTRUCTURACIN DE LOS SUELOS
Ante todo, conviene insistir en una afirmacin ya asentada: un suelo nunca es un mero
agregado desprovisto de organizacin, al contrario, sus partculas se disponen en
forma organizada, siguiendo leyes naturales y segn la accin de fuerzas que son
susceptibles de anlisis.
En los suelos formados por partculas relativamente grandes (gravas y arenas) las
fuerzas que intervienen para formar la estructura son conocidas y sus efectos son
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relativamente simples de calificar; por ello, prcticamente no hay discusin respecto al
mecanismo de estructuracin que, por otra parte, es verificable a simple vista.
Por el contrario, en los suelos formados por partculas muy pequeas (limos y arcillas),
las fuerzas que intervienen en los procesos de estructuracin son de un carcter mucho
mas complejo y las estructuras resultantes son slo parcialmente verificables por
mtodos indirectos, relativamente complicados.
Todo ello hace que los mecanismos de estructuracin y an las mismas estructuras
resultantes sean, en estos suelos, materia de hiptesis.
Tradicionalmente, se han considerado las estructuras simples, panaloide y floculenta
como las bsicas en los suelos reales.
En pocas mas modernas, se ha tratado de superar aquel cuadro tradicional
introduciendo modificaciones en las ideas anteriores, a la luz de algunos resultados
obtenidos en experimentos realizados con tcnicas mas modernas. As, no slo estn
variando las ideas de muchos investigadores acerca de los mecanismos de
estructuracin de los suelos, sino que inclusive, han aparecido estructuras que, como la
dispersa, no estaban incluidas en el cuadro tradicional.
En lo que sigue se presenta, en primer lugar, el conjunto de estructuras y mecanismos de
formacin tradicionales y, en segundo lugar, algunas de las ideas de mayor aceptacin
actual.
5.1. Estructura Simple:
Es aquella producida cuando las fuerzas debidas al campo gravitacional terrestre son
claramente predominantes en la disposicin de las partculas; es por lo tanto, tpica de
suelos de grano grueso (gravas y arenas limpias) de masa comparativamente importante.
Las partculas se disponen apoyndose directamente unas en otras y cada partcula
posee varios puntos de apoyo.
Desde el punto de vista ingenieril, el comportamiento mecnico e hidrulico de un
suelo de estructura simple, queda definido principalmente por dos caractersticas:
La densidad del manto y la orientacin de las partculas.
El trmino densidad se refiere al grado de acomodo alcanzado por las partculas del
suelo, dejando mas o menos vacos entre ellas.
En un suelo muy compacto, las partculas slidas que lo constituyen tienen un alto
grado de acomodo y la capacidad de deformacin bajo carga, ser pequea. En suelos
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poco densos el grado de acomodo es menor; en ellos el volumen de vacos y, por ende la
capacidad de deformacin sern mayores.
Una base de comparacin para tener una idea de la densidad alcanzable por una
estructura simple, se tiene estudiando la disposicin de un conjunto de esferas iguales.
En las figuras se muestran los estados mas suelto y mas denso posible de tal conjunto.
a) Cbico simple b) Cbico tetradrico c) Tetraoctogonal senoidal d) Piramidal
e) tetradrico
Tipo de estructura Volumen unitario Porosidad Relacin de vacos
Cbico simple 8. R3 47.64 0.91
Cbico tetradrico 3.3.4 R 39.54 0.65
Tetrgono esferoidal 6. R3 30.19 0.43
Piramidal 3.2.4 R 25.95 0.34
Tetradrico 3.2.4 R 25.95 0.34
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Las arenas naturales muy uniformes en tamao, poseen valores de porosidad n y
relaciones de vacos e que se acercan mucho a los consignados precedentemente. Pero
en las arenas con tamaos ms repartidos, los valores pueden disminuir apreciablemente
y un pequeo porcentaje de partculas laminares aumenta notablemente el volumen de
vaco en el estado mas suelto.
En arenas bien graduadas, con amplia gama de tamaos, los estados mas sueltos y mas
densos tienen valores de e y n mucho menores que los que corresponden a la
acumulacin de esferas iguales.
La orientacin de las partculas de arena sedimentadas en agua, es tanto mas
pronunciada cuanto mas se aparta su forma de la esfrica, sta orientacin produce
como efecto principal, una muy distinta permeabilidad del suelo segn que el flujo de
agua sea normal o paralelo a la direccin de orientacin; el efecto aumenta
notablemente si el suelo contiene un porcentaje apreciable de partculas laminares. An
en arenas naturales con formas prcticamente equidimensionales el efecto de la
orientacin sobre la permeabilidad es apreciable.
5.2. Estructura Panaloide
Esta estructura se considera tpica en granos de pequeos tamaos (0,02 mm de
dimetro o algo menores), que son arrastrados y redepositados ya sea por el agua o por
los vientos.
En estas partculas, la gravitacin ejerce un efecto que hace que tiendan a sedimentarse,
pero dada su pequea masa, otras fuerzas naturales pueden hacerse de magnitud
comparable, concretamente si la partcula antes de llegar a su ubicacin final en el
depsito toca a otra partcula ya depositada, la fuerza de adherencia desarrollada entre
ambas, puede neutralizar al peso, haciendo que la partcula quede detenida antes de
completar su carrera; otra partcula puede ahora aadrsele y el conjunto de ellas podr
llegar a formar una celda, con cantidad importante de vacos, a modo de panal (ver
figura).
Las fuerzas de adherencia, causantes de estas estructuras son fuerzas superficiales, ya
mencionadas anteriormente.
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Esquema de Estructura Panaloide
5.3. Estructura Floculenta
Cuando en el proceso de sedimentacin dos partculas de dimetros menores de 0,02
mm llegan a tocarse, se adhieren con fuerza y se sedimentan juntas; as, otras partculas
pueden unirse al grupo, formando un grumo con estructura similar a un panal.
Cuando estos grumos llegan al fondo, forman a su vez panales, cuyas bvedas no estn
ya formadas por partculas individuales, sino por otros grumos.
El mecanismo anterior produce una estructura muy blanda y suelta, con gran volumen
de vacos, llamada floculenta y, a veces, panaloide de orden superior.
Las partculas menores de 0,0002 mm = 0,2 micrones se consideran ya coloides; estas
partculas pueden permanecer en suspensin indefinidamente, pues en ellas el peso
ejerce poca influencia en comparacin con las fuerzas elctricas entre partculas
cargadas negativamente y las fuerzas moleculares ejercidas por el agua. Cuando dos de
estas partculas tienden a acercarse, sus cargas ejercen una repulsin que los aleja de
nuevo, las vibraciones moleculares del agua impiden que las partculas se precipiten y el
resultado es un movimiento caracterstico en rpido zig-zag, conocido como Browniano
(el botnico ingls Brown lo observ por primera vez al estudiar suspensiones de
clorofila al microscopio). Por este mecanismo, las partculas coloidales de suelo en
suspensin no se sedimentarn.
Las cargas elctricas de las partculas coloidales pueden, sin embargo, neutralizarse bajo
la influencia de la adicin de iones de carga positiva opuesta, un electolito por ejemplo,
en cido tal como el clorhdrico, se disocia en agua en iones positivos y negativos (Cl- y
H+) y por efecto de los iones H+ en solucin, los coloides neutralizan sus cargas y
chocan entre s, quedando unidas por las fuerzas de adherencia desarrolladas. De esta
manera, comienzan a formarse los flculos de mayor masa, que tienden a depositarse.
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En las aguas del mar, las sales contenidas actan como electrolitos, haciendo posible la
generacin del mecanismo antes descripto.
En otras aguas naturales la disociacin normal de algunas molculas de H+ o CH-, que
siempre se producen, o la presencia de sales, etc. logra el mismo efecto.
Los flculos se unen entre s para formar panales, que se depositan conjuntamente
formando al tocar fondo, nuevos panales y dando lugar a una forma extraordinariamente
difusa de estructura floculenta, en la que el volumen slido puede no representar mas de
un 5-10 %. La figura siguiente muestra un esquema de tal estructura:
Esquema de Estructura Floculenta
Conforme aumenta el peso debido a la sedimentacin continua, las capas inferiores
expulsan agua y se consolidan ms. Durante este proceso, las partculas y los flculos se
acercan entre s y es posible que esta estructuracin tan poco firme en principio, alcance
alguna resistencia.
5.4 Estructuras Compuestas
Se considera que las estructuras anteriores rara vez se presentan puras en la naturaleza,
pues la sedimentacin comprende partculas de todos los tamaos y tipos, para los que
rigen las leyes de la naturaleza de modo diferente.
La estructura normal de un suelo, se forma en condiciones que permiten la
sedimentacin de partculas gruesas y finas simultneamente; esto ocurre
frecuentemente en agua de mar o lagos, con contenidos de sales apreciable, donde el
efecto floculante de las sales coexiste con el arrastre de vientos, corrientes de agua, etc.
El proceso de acumulacin de sedimentos arriba de un cierto nivel, hace que las capas
inferiores se consoliden bajo el peso de las suprayacentes.
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Las partculas mas gruesas se aproximan ocasionando que la arcilla floculada entre ellos
disminuya de volumen, siendo la compresin resultante de la arcilla mayor en las zonas
donde se encuentre mas confinada, esto es, en las regiones de aproximacin entre los
granos mas gruesos, siempre y cuando no haya flujo lateral de la masa en esas regiones.
Si el incremento de carga es rpido, existir el flujo lateral y, consecuentemente, la
masa coloidal sufrir un decremento en volumen mas uniforme; pero en la naturaleza, la
carga crece muy lentamente, por lo que el flujo lateral tiende a producirse en mucha
mayor medida y las propiedades tixotrpicas de la materia coloidal pueden ayudar
eficazmente a impedirlo casi por completo.
As se produce en las regiones de aproximacin entre los granos gruesos una liga
arcillosa coloidal altamente consolidada, que define fundamentalmente la capacidad del
esqueleto para soportar cargas. Estas ligas arcillosas estn sujetas a presiones mucho
mayores que el promedio en la masa de suelo, mientras la arcilla que llena los vacos del
esqueleto se mantiene blanda y suelta, sujeta a presiones comparativamente mucho
menores.
Con las ideas anteriores es fcil entender la diferencia que presentan las arcillas en
propiedades mecnicas, entre los estados inalterado y remoldeado; el remoldeo destruye
la liga de arcilla altamente consolidada entre las partculas gruesas y permite que la
arcilla suave las rodee, actuando como lubricante entre ellas; como resultado, la
consistencia en el estado remoldeado ser ms blanda.
En tanto no sean destruidas las uniones consolidadas, la arcilla se comporta
elsticamente y posee resistencia a la accin de las cargas, que depende principalmente
de la presin a la que fue consolidada en la naturaleza.
Algunos autores han atribuido exclusivamente la diferencia de comportamiento
mecnico de las arcillas, entre los estados inalterado y remoldeado, a las propiedades
tixotrpica de esos materiales. En efecto, la tixotropa produce cierta rigidizacin
reversible en una masa plstica, aumentando la adherencia en los puntos de contacto y
como este aumento depende de la posicin relativa de las partculas, existe una
deformacin crtica que rompe la adherencia y vuelve blando al material.
Es muy probable, como ya se dijo, que la tixotropa coopere a la formacin de la
estructura compuesta y a la coherencia de su esqueleto, impidiendo el flujo lateral de la
masa coloidal en las regiones de acercamiento de los granos gruesos; as cuanto mayor
sea el grado de consolidacin de las masas coloidales en la unin entre granos, mayor
ser la posibilidad de mantener el depsito muy suelto bajo grandes cargas.
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Sin embargo, la resistencia del material de la liga de arcilla, no es funcin de la
tixotropa, sino de la intensa concentracin de carga en aquellas ligas, la cual, a su vez,
depende de la estructura adoptada y de la carga mxima que el estrato haya soportado a
lo largo de su historia geolgica (carga de preconsolidacin).
5.5 Estructura en Castillo de Naipes
Algunos otros investigadores como Goldschmidt y Lambe han sugerido una
interpretacin diferente sobre la gnesis de una estructura floculenta y la estructura
resultante en s.
Segn estas ideas, la forma laminar tpica de los minerales de arcilla es fundamental en
la estructuracin resultante para los suelos finos.
Las investigaciones realizadas en partculas de caolinitas, illitas y montmorillonitas
demuestran que la longitud de ellas es del mismo orden de magnitud que su ancho y que
el espesor vara de 1/100 de estas dimensiones en las montmorillonitas, a 1/10 en las
caolinitas, ocupando las illitas una posicin intermedia. Con estos datos es posible
estimar que la superficie especfica de estas partculas (metros cuadrados de rea
superficial por gramo de peso) es del orden de 10 en las caolinitas, 80 en las illitas y
800 en las montmorillonitas; estas cifras cobran toda su importancia al considerar la
accin de las fuerzas superficiales como factor que interviene en la estructuracin, no
siendo difcil concebir que tal factor llegue a ser determinante.
Adems, en las investigaciones de referencia se ha podido notar que, si bien la partcula
de suelo posee carga negativa, segn ya se dijo, parece cierto que en sus aristas existe
una concentracin de carga positiva que hace que esa zona localizada se atraiga con la
superficie de cualquier partcula vecina.
Tomando esto en consideracin, los investigadores mencionados han propuesto para las
arcillas una estructura tal como la que se muestra en la figura siguiente, a la cual se ha
denominado en castillo de naipes.
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Estructura en Castillo de Naipes
Debe notarse que, segn esta hiptesis de estructuracin, tambin corresponde al suelo
un importante volumen de vacos y que las reflexiones anteriores sobre consolidacin de
los suelos por el peso de los suprayacentes conservan su validez.
5.6 Estructura dispersa
Algunas investigaciones modernas han indicado que una hiptesis estructural del tipo de
castillo de naipes, en la cual las partculas tienen contactos mutuos, si bien puede
aceptarse como real en muchos casos quizs no es la ms estable en la que pudiera
pensarse.
Cualquier perturbacin que pueda existir, como deformacin por esfuerzo cortante,
tiende en general a disminuir los ngulos entre las diferentes lminas de material.
Conforme esto sucede, actan entre las partculas, presiones osmticas inversamente
proporcionales al espaciamiento entre ellas. Las presiones osmticas tienden a hacer que
las partculas se separen y adopten una posicin tal como la que esquemticamente se
muestra en la figura siguiente.
Aunque a primera vista no lo parezca, algunos autores opinan que este arreglo es ms
estable.
En las partes a) y b) de la figura se muestra el mecanismo por el cual la presin
osmtica, para llegar a una condicin mas uniforme, tiende a hacer que las partculas se
separen.
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Presin osmtica
(a)
Presin osmtica
(b)
En la parte c) se muestra la estructura en su condicin final.
(c) Estructura Dispersa
Debe hacerse notar que el conjunto de estructuras someramente descriptos, no
constituye una serie de posibilidades reales en la naturaleza, sino simplemente algunas
de las hiptesis de estructuracin de que hoy se habla.
Muchos investigadores que aceptan alguna de las explicaciones anteriores, rechazan
otras y no existe pleno acuerdo al respecto. Tambin ha de observarse que con las
estructuras en castillo de naipes o dispersa, se generarn estructuras compuestas
anlogas a las ya tratadas con las formas estructurales mas clsicas.
6.- EL AGUA EN LOS SUELOS
6.1. Procedencia del agua del suelo
En general el suelo en estado natural, en menor o mayor grado, siempre est hmedo. El
agua que contiene (teniendo slo en cuenta la fase lquida), puede ser clasificada, por su
origen, de la siguiente manera:
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Sedimentacin
Agua de Infiltracin
Condensacin
El agua de sedimentacin es la que ha quedado incluida en los suelos sedimentarios al
producirse el depsito de sus partculas. En ocasiones, tiene una gran importancia. Es
frecuente encontrar fangos marinos recin depositados que contienen 120 % de agua
con relacin al peso de la materia seca.
El agua de infiltracin proviene de la superficie del terreno, donde ha sido depositada
por las lluvias o por una corriente de agua.
El agua de condensacin, por ltimo, proviene del vapor de agua existente en la fase
gaseosa que rellena una parte de los poros del suelo.
6.2. Diversas formas del agua del suelo
En cuanto a las formas en que el agua puede encontrarse en el terreno, podemos
considerar que son las siguientes:
libre
Agua capilar
adsorbida
A las cuales cabra aadir el agua de constitucin de los minerales que forman las
partculas slidas del suelo, el agua en estado slido en aquellos suelos sometidos a
temperaturas inferiores a las de congelacin, el vapor de agua contenido en la fase
gaseosa, etc.
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Agua adsorbida
Capilar
Agua libre
Si el agua contenida por un suelo no estuviera sujeta a otra fuerza que la debida a la
gravedad, el material situado por encima de la napa se hallara seco. En realidad, en el
terreno, el suelo se halla completamente saturado hasta cierta distancia por arriba de la
napa, y parcialmente saturado encima de este nivel.
6.3. Agua libre
El agua libre que constituye lo que generalmente se denomina capa de agua, se rige en
su movimiento o estado de equilibrio por las leyes de la hidrulica. En todos los puntos
de su masa, suele reinar una presin igual o mayor que la atmosfrica.
Se denomin
