Cap. No 1, Repaso de mecanica de Suelos.pdf

Capitulo No I, Cimentaciones T.E

Lesly Emidalia Mendoza Mejía

“EL TERRENO. TIPOS Y PROPIEDADES GENERALES”

Los terrenos sobre los que se construyen las obras son de naturaleza muy variada, desde un macizo granítico sano hasta un fango de marisma en el que no es posible caminar. Las diferencias de comportamiento obedecen a varias causas:

Diferencias de naturaleza mineralógica de los componentes: 

silíceos, calcáreos, orgánicos, etc.

Diferencias de tamaño de las partículas: 

de milímetros o decímetros en gravas y bolos



de décimas de milímetro en arenas



de centésimas de mm (decenas de micras) en limos



inferiores a una micra en arcillas.

Diferencias de la forma de contacto y unión entre granos; puede tratarse de: 

una simple yuxtaposición, en el caso de una arena seca,



uniones por meniscos capilares entre gra nos si está húmeda,



fuerzas eléctricas entre partículas en el caso d e arcillas,



soldadura entre granos o cristales en rocas.

Diferencias del proceso de deposición y de tensiones a que está sometido: la compacidad o consistencia de un elemento de terreno varía entre los casos: 

recién sedimentado, a pequeña profundidad, y por tanto a pequeñas compresiones; profundo y, por tanto, sometido a un gran peso de terreno situado por encima;



que haya estado a gran profundidad y luego por erosión se haya eliminado parte de la presión (procesos de sobreconsolidación); en rocas, por la fracturación producida por plegamiento y empujes tectónicos, o con diferentes grados de meteorización por agentes atmosféricos. Todo ello da lugar a la gran diversidad de terrenos señalada.

Una primera clasificación es la distinción entre

y

. Suele considerarse que los suelos están constituidos por

partículas sueltas, mientras que en las rocas los granos están cementados o soldados. Sin embargo, existen, por una parte, suelos con algún grado de cementación y, por otro, rocas en las que la cementación es relativamente ligera. Los materiales de tránsito (suelos duros -rocas blandas) tienen características que los diferencian de los suelos y rocas típicos. Desde el punto de vista práctico, es habitual considerar como suelos aquellos terrenos que pueden excavarse sin necesidad

de recurrir a explosivos, y así se define en algunos textos. Sin embargo, en las últimas décadas la evolución de las técnicas de excavación (martillos picadores, rozadoras) permite la excavación mecánica de rocas de tipo medio. Existen literatura que establece la distinción en función de que la acción del agua sea capaz de disgregar el material en

partículas en poco tiempo o no (considerando “po co tiempo” el periodo de vida útil de un edificio).

Los suelos provienen de las rocas a través de procesos de erosión. El proceso formativo puede incluir las siguientes fases: Erosión Transporte 1


Lesly Emidalia Mendoza Mejía Sedimentación Procesos secundarios

Puede ser física o química: consiste en la reducción de la roca a fragmentos progresivamente más pequeños, pero sin alterar su

La

composición química. Puede ser por acción del agua, aire, temperatura u otros factores. Así se forman los . Las acciones entre partículas son puramente mecánicas.

consiste en procesos de hidratación, hidrólisis, oxidación o disolución, por los que se forma un suelo

La

cuya composición química difiere de la de la roca original. El proceso más importante es la hidrólisis de los silicatos de las rocas para pasar a

. Debido al proceso, las partículas tienen cargas eléctricas no compensadas (o no uniformemente

distribuidas), por lo que aparecen fuerzas eléctricas de interacción entre sí y con el agua intersticial. Esto confiere a estos suelos propiedades particulares (plasticidad).

El suelo, una vez formado por la erosión, puede quedarse donde se formó o ser transportado y sedimentado en otros lugares. En función de ello se habla de: Suelos

,o

: no han sufrido transporte. Por ello, suelen conservar algunos restos de la estructura de la

roca a partir de la que se formaron (dirección de estratificación, anisotropía). Suelos

y sedimentados. Puede ser mediante el agua de ríos (

viento (dunas, depósitos eólicos), o por gravedad en laderas (

), mar, lagos, glaciares, o del ).

Ocurren una vez formado y sedimentado el suelo: por el peso de sedimentos que se van depositando encima. Cuando el suelo ha estado sometid o en su historia a una presión mayor de la que tiene actualmente, se dice que está sobreconsolidado; en caso contrario, normalmente consolidado (ver esquema de la Figura no 2). Aparte de la erosión de material representada en la figura no 2, la

también puede deberse a desecaciones asociadas a

ascensos y descensos del nivel freático.

Figura 1.

2



Como resultado, sólo los suelos muy recientes (fangos costeros, de marisma o aluviales) están normalmente consolidados, y todos los suelos de consistencia media han sido sobreconsolidados.

entre partículas, que se presenta en algunas ocasiones: caliches y costras, suelos cementados por sulfatos o carbonatos,..

Los tamaños de partículas de suelos transportados obedecen a la velocidad de circulación d e fluido de transporte. Por ello, los suelos aluviales son de tamaño muy grueso en zonas de gran velocidad del agua (torrentes, zona alta del cauce), y más finos en zonas de vega baja.

Por esta misma razón, las variaciones de los cauces con el tiempo, y la alternancia de riadas y crecidas con épocas más secas, hace que en los suelos aluviales sean frecuentes los lentejones de suelos gruesos (propios de crecidas) y finos. Los

suelos eólicos, en cambio, se caracterizan por una gran uniformidad de tamaños. La estructura de los suelos residuales tiene reminiscencias de la de la roca original. Esto hace que presenten cierta

anisotropía. También es frecuente que en el contacto con la roca subyacente exista una capa más permeable (al estar menos meteorizada), con circulación de agua.

El tamaño de las partículas es el primer criterio de clasificación de los suelos. La denominación más extendida para las partículas es en una escala basada en 2 y 6 ( es decir, con un factor de 3): De la escala anterior es importante destacar: 

Las gravas, arenas, limos y arcillas se designan con los símbolos G, S, M y C, respectivamente.



El límite entre gravas y arenas es de 2 mm



Para el límite entre arenas y limos hay ligeras variaciones: algunas normas lo sitúan en 0,06 mm, pero otras toman 0,08 mm, y otras 0,074 mm (tamiz 200 de la serie ASTM).



Para las arcillas, y en parte también para los limos, la influencia del tamaño de las partículas pierde importancia frente a la intensidad de su actividad eléctrica.

Se denominan parámetros de identificación aquellos que dependen de la naturaleza de las partículas del suelo, pero no de su estado de a gregación o compacidad. Para su determinación, por tanto, no se requieren muestras inalteradas del suelo, sino que basta que sean representativas de sus componentes.

Los más importantes son la granulometría y la plasticidad.

En un suelo, habrá en general partículas de tamaño grava, arena, limo y arcilla. La granulometría indica la proporción relativa de cada una. Se representa por la

Indica, para cada diámetro de partícula D, el porcentaje en

peso de partículas menore s que D.

3



h σ≈0

σ

hc σ≈0

a) sedimentación

h

σc b) Máxima sedimentación

Razón de sobreconsolidación: RSC= σc/ σ

σ

c) Actual

(tensión efectiva)

La Figura 4 muestra varias curvas granulométricas típicas. Una curva muy tendida indica una graduación continua de

tamaños de partículas, mientras que una caída vertical brusca para un cierto diámetro quiere decir que existe una gran cantidad de partículas de dicho diámetro.

Se suelen definir algunos parámetros de la curva granulométrica: denominando Dn al diámetro correspondiente al porcentaje n%, se definen:

Para los tamaños de grava y arena, la granulometría se determina mediante tamizado. El tamiz más fino que suele usarse es el Nº 200 ASTM (0,074 mm). Para los tamaños inferiores a éstos, es decir, para la fracción limosa, se hace el ensayo de

sedimentación. Para la parte de arcilla, y en parte también para los limos, la granulometría no es significativa, por lo que los ensayos de sedimentación no se hacen sistemáticamente, como los de tamizado. Para estos suelos, su identificación se basa en la plasticidad.

4



Tamaño de partículas (mm) -------------------- -------------------60 Gruesa ------------------- 20

Grava (G)

Media ------------------- 6 Fina

-------------------- -------------------2 Gruesa ------------------- 0,6

Arena (S)

Media ------------------- 0,2 Fina -------------------- -------------------0.06 Grueso ------------------- 0,02

Limo (M)

Medio ------------------- 0,006 Fino

-------------------- -------------------0,002

Arcilla (C) Figura 3. Tamaños de partículas en los suelos

En un suelo granular seco, si se añade agua progresivamente, ésta va rellenando los poros hasta saturar el suelo; a partir de este momento, el suelo no admite más agua.

5



En arcillas, y en cierta medida en los limos, las partículas, merced a su actividad eléctrica admiten agua de forma progresiva, separándose unas de otras hasta llegar a formar una suspensión cada vez más diluida. Prese ntan así todos los , desde un sólido frágil, pasando por un sólido plástico amasable, hasta un líquido.

Contenido de agua

Líquido viscoso

Límite liquido, LL Sólido plástico

Consistencia del suelo

Límite plástico, LP

Sólido frágil

A esta propiedad se le denomina plasticidad, y se emplea para la identificación de suelos arcillosos y limosos. Se cuantifica

mediante los llamados límites de Atterberg, que se definen como la humedad (cociente en tanto por ciento entre peso de agua y de suelo seco) para la cual la arcilla presenta una determinada consistencia: 

Límite plástico (wP o LP):

Es la humedad para la cual el suelo pasa de ser un sólido frágil a plástico, es decir, que puede moldearse sin agrietarse. Se determina mediante ensayo normalizado, en el que se amasa la arcilla hasta la apar ición de grietas. 

Límite líquido (wL o LL):

Es la humedad para la cual el suelo pasa de ser un sólido plástico a un líquido viscoso. Se determina mediante ensayo normalizado con la copa de Casagrande. 

Es la diferencia entre las humedades de los límites líquido y plástico: IP = LL – LP

Los parámetros anteriores se emplean para identificar los suelos arcillosos y limosos, mediante el gráfico denominado . Consiste en un diagrama LL-IP, que se presenta en la Figura 6.

6



El área del gráfico queda dividida en cuatro zonas, separadas por dos líneas: 

La línea LL = 50% que separa los suelos de alta plasticidad (símbolo H) de los de baja plasticidad (símbolo L)



La línea A, de ecuación IP = 0,73(LL -20), que separa las arcillas (símbolo C), que caen por encima de ella, de los limos (símbolo M) y los suelos orgánicos (símbolo O), que caen por debajo.

Cuando se ensayan muestras de un determinado suelo, suele haber diferencias entre ellas, al variar el contenido de finos; sin embargo, los puntos correspondientes suelen quedar agrupados en zonas alargadas, sensiblemente paralelas a la línea A, como ocurre en los dos ejemplos representados en la figura No 7

Con la granulometría y la plasticidad se pueden clasificar los suelos en cuanto a sus propiedades de identificación. Aunque existen varios sistemas de clasificación, dirigidos a determinados usos de los suelos (carreteras, presas, etc.), el más general es el S.U.C.S. (Unified Soil Classification System), americano, basado en la propuesta inicial de Casagrande. En la figura No 8 se puede ver la citada clasificación, que asigna a cada suelo dos letras según los criterios siguientes: 

En función de que el porcentaje de partículas gruesas (arenas y gravas, es decir, mayores de 0,074 mm, tamiz 200 ASTM), sea mayor o menor del 50%. 

En función de que, de la fracción retenida en el tamiz 200, resulte retenida por el tamiz 4 (4,76 mm) más del 50% (G) o menos (S). 

En función del contenido de finos (fracción que pasa por el tamiz 200): Suelos gruesos limpios (inferior al 5%) Suelos gruesos con finos (superior al 12%) Suelos gruesos intermedios (entre el 5 y el 12%) 7


Lesly Emidalia Mendoza Mejía 

En función de que se cumplan o no los dos requisitos de la curva granulométrica indicados, se añade el símbolo W,P a la letra G,S. 

En función de las características de plasticidad de la fracción fina (carta de Casagrande), se añade el símbolo C,M,O a la letra G,S (p.ej., GC). 

Se les asigna doble símbolo, considerándolos limpios y con finos (p.ej., GWGC). 

En función de las características de plasticidad (carta de Casagrande), se clasifican como CH, CL, MH, ML, OH, OL.

El estado de compacidad de un suelo se define mediante unas relaciones entre volúmenes y p esos de sus elementos constitutivos. La figura No 9 representa los volúmenes, V, de materia sólida y huecos (parcialmente rellenos de agua en el

caso más general). Los pesos respectivos, W, se relacionan con ellos a través de los pesos específicos respecti vos. Se definen los siguientes parámetros: Porosidad, n: cociente entre volúmenes de huecos y total: n

Índice de huecos o de poros, e : cociente entre volúmenes de huecos y sólidos: e Humedad, w : cociente de pesos de agua y sólidos (suele exp resarse en %): w

w/Ws

Grado de saturación, S r : fracción de poros llenos de agua (suele ex presarse en %): Sr = Vw/Vh

Peso específico aparente o húmedo,: cociente entre el peso total y volumen total:

 

W t V t



W s  W w V s  V h



 sV s

  wV w

V s  V h

Peso específico seco, γ d: peso específico, descontando el peso del agua, es decir, el peso específico aparente que tendría el suelo si extrajéramos su agua sin modificar su volumen total:

 d



W s V t



W s V s  V h



 sV s

V s  V h

Peso específico saturado, sat : peso específico aparente que tendría el suel o si se saturasen totalmente sus poros, sin modificar su volumen total:

 sat



W s  W w V t



 sV s

  wV h

V s  V h

8



Aire

a

Vs

Vacios Agua γw

Vw

Vh Vt

Granos

Solido γs

Vs

En el lenguaje geotécnico, es habitual referirse impropiamente a los anteriores pesos específicos como “densidades”; sin embargo, se trata siempre de peso (y no masa).

Los parámetros anteriores no son independientes, sino que existen relaciones entre ellos, que pueden obtenerse fácilmente. Son especialmente útiles las s iguientes: 9



Como rangos típicos en suelos reales, pueden darse los siguientes: , varía relativamente poco, estando en general en el rango 26-27 kN/m³, salvo que existan minerales metálicos pesados. El del agua, γ w , es de 10 kN/m³ (en rigor 9,81 kN/m³), y el del aire despreciable : gravas y arenas (0,20-0,50); limos y arcillas (0,40-1,00) Humedad natural, w : suelos muy secos y duros (10 -20%); suelos blandos (20-40%) : suelos blandos o flojos (15- 18 kN/m³); suelos densos o muy compactados (19-22 kN/m³).

En rocas, pueden manejarse algunos de los parámetros definidos para suelos, como el peso específico aparente, e incluso en algunos casos la humedad. Sin embargo, es usual caracterizar las rocas con otros parámetros, relacionados más con su comportamiento. El comportamiento de un macizo rocoso viene gobernado por las propiedades de la roca, pero también por la presencia de discontinuidades (planos de estratificación, fracturas, juntas, etc.). Por eso, se suelen utilizar: Roca matriz: 

Peso específico



Contenido en carbonatos (en caso de margas)



Resistencia a compresión simple



Grado de meteorización Fracturación:

Índice de calidad, RQD (rock quality designation). Se trata del porcentaje de testigo recuperado en un sondeo, considerando sólo los fragmentos de tamaño superi or a 10 cm.

Otros índices (fracturas por metro) En la Figura

No 10

se incluyen las recomendaciones de la Sociedad Internacional de Mecánica de Rocas para

identificación de macizos rocosos.

El agua es responsable de una gran parte de los fenómenos que se desarrollan en los suelos. Por eso, la identificación del

nivel freático y sus condiciones es importante. Aquí se comentan algunos aspectos importantes relacionados con el agua intersticial es decir, que ocupa los poros del suelo.

A una cierta profundidad bajo la superficie, el terreno se encuentra saturado. El agua de los poros está en comunicación con los niveles de los ríos y lagos, y en última instancia con el mar. 10


Lesly Emidalia Mendoza Mejía a los puntos en los que la presión de agua es la atmosférica (se considera esta presión como

Se denomina

cero). Por debajo de él, la presión del agua, cuando está en reposo, crece linealmente con la profundidad como si no existieran los granos de suelo. Por encima, el agua asciende por los poros por capilaridad, y se encuentra a presión negativa.

La altura de ascensión capilar varía inversamente con el tamaño de los poros y, por tanto, con el de las partículas. Por ello , el espesor saturado por encima del nivel freático varía entre u nos pocos metros en arenas a centenares de metros en arcillas.

Aunque a efectos prácticos el agua puede considerarse en reposo, en realidad no lo está, y se trata de un equilibrio dinámico entre aportaciones por infiltración de agua de lluvia o procedente de zonas más altas, y pérdidas por filtración hacia zonas inferiores. Por ello, la profundidad del nivel freático es en general mayor en zonas áridas que en climas húmedos. Esto hace también que la posición del nivel freático varíe estacionalmente, descen diendo en verano y ascendiendo en épocas lluviosas. Asimismo, si hay alternancias de capas de muy diferente permeabilidad, puedan presentarse fenómenos de niveles freáticos colgados o de artesianismo.

En la Figura 2 se vio que la consi stencia de un elemento de suelo depende de la presión que gravita sobre él, es decir, de su profundidad bajo la superficie.

Sin embargo, es obvio que, cuando los poros están llenos de ag ua, hay que descontar de alguna manera la presión de ésta. Así, en el fondo del mar, si el terreno es una arena, la presión es muy grande (el peso de la columna de agua que tiene encima), pero en cambio los granos de arena están sueltos, igual que si no hubiera agua y la arena estuviera seca. En cambio, si se coge un puñado de arena ligeramente humedecida, resulta aparentemente resistente, y se sostiene en pie como si tuviera consistencia; ello se debe a que el agua en los poros está formando meniscos capilares, es decir, con presión negativa (inferior a la atmosférica). Esta ley, de enunciado tan simple, aunque parece obvia no fue enunciada hasta 1925 por Terzaghi. Sólo a par tir de entonces fue posible estudiar la deformación y rotura de suelos saturados, que hasta entonces planteaban problemas conceptuales irresolubles. En un caso típico como el de la Figura 1 1, las tensiones naturales debidas al peso propio son: la tensión t otal en cada punto, , es el peso de todo el material que se encuentra por encima, ya sea suelo o agua; el peso específico a considerar será: 

el saturado (γ

por debajo del nivel freático o en la zona de saturación capilar



el húmedo en la zona de saturación parcial, sin ex iste



el del agua (w ) en la zona de agua libre, si existe

11



Los ejemplos anteriores, y muchos más aspectos del comportamiento de los suelos saturados, sólo se explican merced al σ . La tensión resultante, denominada “tensión efectiva” es

ues: σ '=σ-u

12



la presión intersticial, u , es el peso de la columna de agua hasta el nivel freático, positiva bajo éste y negativa por encima (succión capilar) la tensión efectiva, σ , es la d iferencia entre las dos anteriores: ’



en la zona saturada, crecerá con gradiente (γ sat – γw). A esta diferencia se le suele llamar γsum



en la zona de agua libre, será obviamente nula

Presión del agua, u

Superficie

hw u=<0 Nivel freático

u=(h-hw) >0 Profundidad h

0

Tensiones

hw

Nivel Freático

σ=sath u=

w

h-hw

Profundidad

σ'=σ-u

En el primer ejemplo considerado antes, la arena en el fondo del mar se encuentra sometida a una tensión total e intersticial iguales (el peso del agua situado por encima), por lo que su tensión efectiva es nula. En el caso del puñado de arena

13



húmeda, la tensión total es nula y la presión del agua intersticial es negativa (capilar), por l o que la tensión efectiva resulta positiva, y ello mantiene en pie la arena.

El agua puede circular a través de los poros del suelo cuando se la somete a un gradiente hidráulico de filtración. Para estudiar el fenómeno se define el potencial hidráulico:   Z 

u  w

siendo z la altura sobre un plano de referencia cualquiera (positiva hacia arriba) y u la presión del agua. Si el potencial 

de agua crece linealmente con la profundidad. Si, por el contrario, el potencial varía de un punto a otro, el agua se filtra de la zona de mayor a la de menor potencial. La velocidad de filtración sigue la ley de Darcy: v =k

σ=

σ=whw u=whw

siendo k una constante denominada



σ '=σ-u=0

σ '=σ-u>0 u=<0

del suelo, y tiene dimensiones de velocidad (cm/s, m/s o

m/día son unidades usuales); grad 

14



La permeabilidad varía extraordinariamente de unos suelos a otros. En teoría, pue de demostrarse que depende del cuadrado del tamaño de los poros por los que circula el agua, el cual a su vez está relacionado con el tamaño de las partículas. Considerando la escala de tamaños de la Figura 3, resulta que la permeabilidad de una grava y de una arcilla están en la relación de (10/0,001)², es decir, de 10 8 (la grava es 100 millones de veces más permeable que la arcilla). Valores típicos de la permeabilidad: en gravas, 10 -1-10-3 cm/s; en arenas, 10-2-10-4 cm/s (siempre dependiendo mucho del contenido de finos); en limos, 10 -3-10-5 cm/s; en arcillas, 10 -5-10-8 cm/s.

Esto hace que la estimación de la permeabilidad media de un terreno formado por capas de materiales diferentes sea muy problemática, y que para estimar con cierta confianza caudales de filtración (que son proporcionales a la permeabilidad) haya que recurrir a pruebas de campo.

Una consecuencia importante de la baja permeabilidad de los suelos arcillosos es su comportamiento frente a cargas

rápidas. Cuando se aplica una carga de compresión sobre un elemento de terreno, éste se deforma, disminuyendo de volumen. Si está saturado, para que se produzca esta compresión debe expulsar la parte correspondiente del agua que llena sus poros. Esto es fácil y rápido si se trata de una grava o arena limpia; la expulsión de agua se produce prácticamente a medida que se aplica la carga y se dice que es

Pero si es una arcilla, la expulsión de agua puede reque rir un tiempo muy largo. Si se trata de un elemento de unos centímetros de lado, pueden ser horas, y si es de varios metros, pueden necesitarse años o incluso décadas. Como la aplicación de las cargas debidas a los edificios es mucho más rápida que esto (la construcción dura semanas o meses), resulta que, en terrenos arcillosos, debe considerarse que, instantáneamente, el suelo se deforma sin poder expulsar el agua, es decir, sin disminuir de volumen. A esto se denomina

Al no poder expulsarse el agua,

aumenta la presión de ésta de los poros. Si la carga aplicada es una compresión uniforme en todas direcciones, como en la figura 15, la presión intersticial aumenta exactamente en este valor, y la efectiva no varía ( u = σ

; σ’=0).

Posteriormente, se va produciendo la expulsión lenta del agua, disipándose el exceso de presión intersticial en un proceso

que conduce a la situación de equilibrio final. 15


Lesly Emidalia Mendoza Mejía Como resultado, cabe considerar que: :

 

las presiones intersticiales no varían



las deformaciones se producen al tiempo que se aplican las cargas, cesando al finalizar éstas.

o

Instantáneamente, el suelo se defo rma sin disminuir de volumen (aunque puede sufrir distorsiones). Se



producen aumentos importantes de la presión intersticial (del orden de las presiones medias aplicadas). Esta

situación suele denominarse 

.

Con el tiempo, las presiones intersticiales inducidas se van disipando, y el suelo sufre deformaciones progresivas diferidas hasta llegar a la situación final de equilibrio

Las diferencias de permeabilidad tienen importantes consecuencias en la toma de muestras de suelos:

Antes de la extracción de una muestra del terreno, ésta se encuentra sometida a unas tensiones total σ0, intersticial u 0 y efectiva σ’0 (=σ0 - u 0). Al extraerla, la tensión total se reduce a cero. El agua tiende a salir d e los poros, pero queda retenida

entre las partículas por capilaridad.

Si el terreno es granular, la succión capilar es pequeña y la muestra se desatura en parte; si es muy grueso (grava), la muestra incluso se desmoro na. Por ello, es muy difícil o imposible tomar muestras de suelos granulares, sobre todo por

debajo del nivel freático, salvo que se utilicen procedimientos especiales, que no están justificados en obras normales de edificación. En estos suelos es preferib le acudir a ensayos in situ (principalmente ensayos de penetración) para obtener los parámetros de resistencia y deformabilidad.

En suelos arcillosos, en cambio, la succión capilar es capaz de mantener sobradamente la integridad de la muestra. Dada su baja permeabilidad, si todo el proceso de toma de muestra es cuidadoso, la muestra se envuelve en una membrana o

cápsula impermeable, y el transporte al laboratorio y preparación de probetas para su ensayo son suficientemente rápidos, puede asegurarse con ciertas garantías que no se produce expulsión ni entrada de agua en la muestra. En consecuencia,

ésta no varía de volumen (por estar saturada). Si no hay deformación, no debe haber cambio de la tensión efectiva en la muestra. Por tanto, la tensión efectiva a que están sometidas las probetas que se tallan a partir de la muestra, debido a su succión capilar, es igual, al menos teóricamente, a

la presión efectiva que tenía in situ, antes de su extracción. Esto tiene una impor tancia práctica extraordinaria, pues supone que los ensayos que se hacen sobre muestras de suelos arcillosos, sin adoptar ninguna medida de aplicación de tensiones de confinamiento, como por ejemplo, los ensayos de

compresión simple, responden a las mismas condiciones de tensión efectiva que existían in situ. Aunque en la realidad esto no sea totalmente así, y la toma de muestra no sea per fecta, sí es suficientemente aproximado.

16



Todos los suelos (y rocas) son deformables en cierta medida ante incrementos de tensiones. Aunque su ley tensión -

deformación dista en general bastante de ser lineal, se suele representar por una determinada pendiente, definida por un módulo de elasticidad medio. Este módulo varía desde unas pocas decenas de kp/cm² en arcillas blandas, hasta centenares de miles de kp/cm² en rocas sanas.

Es muy difícil tomar muestras inalteradas, por lo que en general su deformabilidad no se determina directamente mediante ensayos de laboratorio, sino que se obtiene de correlaciones con los resultados de ensayos in situ (ensayos de placa de

carga o de penetración) . Su módulo de elasticidad medio es relativamente alto: entre 10 y 100 MPa si son limpios (sin finos), descendiendo a valores en el rango de 5 a 50 MPa si tienen finos apreciables

Dada su gran permeabilidad, las deformaciones son prácticamente instantáneas con la aplicación de las cargas

Su deformabilidad se determina en general en laboratorio mediante ensayos edométricos sobre muestras inalteradas. En la Figura 17 se presenta un esquema del ensayo: la muestra, cilíndrica de unos 70 mm de diámetro y unos 10 mm de altura se comprime verticalmente en condiciones de confinamiento lateral.

La curva resultante tensión -deformación es fuertemente no lineal: o

La deformabilidad va disminuyendo con el nivel de tensiones, al irse cerrando la estructura de partículas del suelo.

o

Se suele defin ir el módulo edométrico, Em, como el cociente entre presión y deformación unitaria vertical en estas condiciones de confinamiento lateral:

E m



 ' 

(con confinamie nto lateral ) 

1  1    2 2



(1.1a 1.3) E

17



o

Para tensiones inferiores a la presión de preconsolidación (Figura 2) la deformabilidad es relativamente pequeña, y aumenta notablemente al sobrepasarse este valor (el módulo de elasticidad se reduce a un valor de 1/5 a 1/10).

El módulo medio a largo plazo es alto en arcillas duras, llegando a ser del orden de los valores correspondientes a suelos granulares medio-densos. En arcillas blandas (normalmente consolidadas o ligeramente sobreconsolidadas) puede llegar a ser muy bajo, del orden de 1 a 5 MPa.

Dada su pequeña permeabilidad, los asientos son diferidos en gran medida. El análisis del proceso se hace en general a partir del análisis de los ensayos edométricos, de los que se obtiene el denominado coeficiente de consolidación, cv, que incluye la deformabilidad y la permeabilidad en la forma:

C v



kE m  w

Siendo k la permeabilidad y Em el módulo edométrico ya citado (módulo de deformación a largo plazo en condiciones de confinamiento lateral). En Figura 16 se puede ver la evolución relativa de l os asientos. Se representa la relación U – Tv, siendo: 

U , grado de consolidación: asiento al cabo de un tiempo t dividido por el asiento final



Tv , factor de tiempo: T v 



Cv , coeficiente de consolidación: CV 

cv t H 2 KE m 

w



H, mitad del espesor del estrato de arcilla que se co mprime entre materiales permeables



k, coeficiente de permeabilidad

18



1.

Ejemplo, para ilustrar la influencia de algunos factores:

Cimentación que transmite una carga de 2 kp/cm² sobre un estrato de arcilla de espesor 6 m (H=3m), con un módulo edométrico medio Em =10 MPa, y permeabilidad k=10 -8 cm/s: Asiento final: s f



É m

2 H 

20T / m 2 1000T / m 2

x6m  0.12m  12 cm

Tiempo necesario para que se produzca el 80% del asiento final (9,6 cm):

U=0.8  Tv=057 (de la figura)

KE 10 10 m / s x1000T / m 2 7 2 m cv    1 X 10 m / s 3  1T / m w T v H 2 0.57 * 32 m 2 cv t  5.13 x107 s  594 dias  20 meses T v  2  t   7 2 cv H 1*10 m / s 







Si la arcilla fuera más arenosa, con una permeabilidad de 10 -7 cm/s, el tiempo anterior se reduciría a 2 meses.



Si el estrato de arcilla está cortado por niveles arenosos delgados, permeables, con separaciones entre ellos, por ejemplo, del orden de 1 metro, el asiento final sería el mismo, pero el tiempo necesario se reduciría mucho, pues H

pasaría a valer 0,50 m (la mitad del espesor de los estratos de arcilla), con lo que puede comprobarse que el tiempo para el 80% de asiento se reduce a 15 días. Este fenómeno ocurre con frecuencia, y es la principal razón

por la que los asientos suelen desarrollarse más rápidamente que lo previsto (los niveles permeables estrechos son difícilmente detectables en los sondeos). 19



Las rocas constituyen en general un sustrato firme en el que suelen apoyarse las cimentaciones. Su deformabilidad es muy inferior a la de los suelos. Para cimentaciones especiales, con grandes cargas, se puede medir el módulo de elasticidad de la roca en ensayos de

compresión simple en laboratorio. Sin embargo, el módulo medio del macizo rocoso es menor, por la influencia de los planos de debilidad (estratificación, fracturas, etc.). El cociente E macizo/Eprobeta suele estar en el rango 0,2 a 1,0, tanto menor cuanto mayor es la fracturación (medida, por ejemplo, con el R.Q.D.).

Debe prestarse atención a la intensidad y profundidad de la meteorización de la roca. Otro problema que se presenta a veces es la carstificación de rocas calizas. Los problemas más frecuentes son: 

Existencia de cavidades bajo la cota de cimentación; cuando se sospecha esta posibilidad, deben hacerse perforaciones exploratorias desde el fondo de excavación de las z apatas.



perfil de roca en forma de agujas, en general inclinadas. Ello origina falsas interpretaciones del perfil de roca a partir de sondeos. Por otra parte, estas agujas actúan con frecuencia como “sombreros” del material blando que hay debajo, impidiendo su consolidación bajo el peso del terreno superior.

La forma de rotura de los suelos es por esfuerzo cortante. En un punto del interior del suelo se alcanza la rotura cuando la

tensión tangencial, , y la tensión efectiva normal, σ’, que actúan sobre algún plano alcanzan la relación:   c   `tg  Este es el

Los parámetros c y 

y

, respectivamente. Sobre ellos se pueden

hacer algunos comentarios:

El ángulo 

de lo imbricadas que éstas se encuentren. En

un suelo denso, las partículas forman una estructura muy cerrada, y para deslizar unas sobre otras tienen que vencer una resistencia mayor que si se trata de una estructura abierta, propia de una baja compacidad. El resultado es que  20


Lesly Emidalia Mendoza Mejía del tipo de partículas y de la compacidad, definida ésta por el índice de poros, la densidad seca u o tro parámetro de estado equivalente. El valor de 

en suelos granulares densos y limpios está normalmente siempre entre 30° y 40°, llegando a 45° o más en

gravas densas. La presencia de finos hace descender su valor, que llega a situarse en el rango de 20 a 30° en suelos arcillosos.

Sobre la cohesión c , en suelos granulares limpios es nula. En suelos cohesivos, suele variar mucho con la forma de hacer el ajuste de la recta de Coulomb a los resultados de los ensayos. No suele superar unas pocas unidades de T /m², salvo en suelos cementados o muy sobreconsolidados.

En este momento, conviene reiterar la diferencia entre suelos granulares y cohesivos, ya puesta de manifiesto.

En ellos, como ya se vio, la elevada permeabilidad que poseen hace que las cargas que se apliquen actúen con drenaje, sin generar incrementos de presiones intersticiales. Entonces, las tensiones totales aplicadas al cargar la cimentación se traducen directamente en efectivas, y la resistencia al corte disponible viene regida por la ecuación de Coulomb anterior. Si la tensión efectiva en el plano de rotura antes de aplicar las cargas es σ 0 y se aplica luego una tensión normal σ, la ’

resistencia al corte con que se puede contar es:

  c   `tg   c  ( 0'

  )tg 

La Figura 18 ilustra este comportamiento

En estos suelos, en cambio, las cargas son en general muy rápidas comparadas con el tiempo que necesita el agua para ser expulsada de los poros del suelo, dándose así la situación de carga

, las tensiones totales

aplicadas se transmiten casi íntegramente al agua intersticial, que aumenta su presión en una cuantía similar a la tensión

21



normal aplicada. Entonces, la tensión efectiva en el plano de rotura no varía apreciablemente, y se mantiene en el valor σ

0

’

que tenía antes de aplicar la carga. La resistencia al corte disponible es, pues:

  c   `tg   c   0' tg  , sea cual sea σ De esta forma, la resistencia al corte disponible no depende de la tensión normal aplicada, por lo que el suelo parece no presentar rozamiento, y su resistencia al corte es una línea horizontal, definida por:

  cu ( u



0)

Sin embargo, como queda claro en la Figura 19, no es que no exista rozamiento, la resistencia efectiva sigue siendo la

misma (la línea azul continua, creciente); lo que ocurre es que no es posible aumentar las tensiones normales efectivas, pues el incremento de tensión aplicado lo toma el agua. El cálculo de la resistencia en situación de corto plazo puede hacerse utilizando como resistencia aparente la línea de trazos, definida por la cohesión aparente cu .

La resistencia cu es la denominada

Como puede verse en la figura, su valor depende de la

resistencia efectiva del suelo (parámetros c y ), y de la tensión efectiva inicial, σ 0. Como σ 0 varía con la profundidad, ’

’

resulta que también la resistencia al corte sin drenaje lo hace.

Todo lo anterior tiene carácter de explicación simplificada de los aspectos generales del fenómeno. La realidad es algo más compleja. La principal diferencia estriba en que las tensiones tangenciales, cuando se aplican sin drenaje, también producen

algo de presión intersticial, mayor o menor, e incluso negativa, en función de la compacidad del suelo. Por ello, la recta vertical de trazos de la figura adjunta a partir del punto σ 0 no es tal, sino que se desvía hacia la derecha o hacia la ’

izquierda. Esto modifica ligeramente la posición precisa del punto de rotura, pero no los rasgos generales del proceso.

Con el transcurso del tiempo, las presiones intersticiales inducidas por las cargas se van disipando al producirse la filtración del agua. Las tensiones totales apenas varían, pues no varía el peso de la estructura construida. Por lo tanto, las tensiones efectivas normales crecen, y t ambién crece la resistencia disponible. Al final, se llega a la res istencia que se habría tenido si 22



la carga se hubiera aplicado con drenaje. Esta situación, a largo plazo, es por tanto más favorable, y no hace falta considerarla en los cálculos. Lo anterior es cierto siempre que las tensiones normales aplicadas, σ, sean positivas. Esto es así en cimentaciones. Sin embargo, en excavaciones, el proceso consiste en una descarga por la retirada del peso del material excavado. Entonces, la

situación es la opuesta: a corto plazo, la excavación produce una disminución de las presiones intersticiales, que aumentan las efectivas, lo que aumenta por tanto la resistencia. Al irse disipando estas p resiones intersticiales negativas, las tensiones efectivas disminuyen, y también disminuye la resistencia. La situación a largo plazo es ahora la más crítica. Esto es bien

conocido por el personal que realiza la excavación de zanjas: la excavación puede mantenerse estable durante un cierto tiempo (horas o días), por efecto de la succión generada en el agua intersticial; pero si la zanja se deja abierta, llega un momento en que las paredes resultan inestables, al haberse disipado las succiones que las mantenían.





Para medir los parámetros resistentes efectivos ( c, ), se utilizan dos tipos de ensayos: el de En el ensayo de

y el

(Figura No 20), la muestra de suelo se coloca dentro de un marco rígido, dividido en dos

mitades por un plano horizontal.Se aplica una tensión normal y luego una tangencial, hasta rotura. En suelos arcillosos, ambas tensiones deben aplicarse suficientemente despacio para garantizar el drenaje, ya que no se puede medir la presión intersticial, por lo qu e la única posibilidad de conocer la tensión efectiva es que la presión intersticial sea nula.

En el

(Figura 21), la probeta, cilíndrica, está en el interior de una célula llena de agua a la que se da presión;

la probeta está envuelta en una membrana impermeable que aísla el agua de los poros de la de la célula exterior. Luego, se aplica una compresión vertical hasta rotura. Aquí sí es posible hacer ensayos sin drenaje, pues en este caso se pueden medir las presiones intersticiales, con lo que se pueden conocer las efectivas en todo momento.

23



Al igual que se comentó para la deformabilidad, en suelos granulares es muy difícil disponer de muestras inalteradas, po r lo que es habitual obtener el ángulo de rozamiento interno a través de correlaciones con ensayos in situ, principalmente de

penetración estática o dinámica.

En suelos arcillosos, únicos en los que tiene sentido este parámetro, puede medirse con cualquier ensayo en el que se consolide la probeta a la tensión efectiva que tiene in situ, y posteriormente se rompa sin drenaje. Esto puede hacerse en el triaxial, ya descrito, pero también con ensayos de

.

En este ensayo (Figura 22) la probeta se rompe a compresión sin drenaje, sin aplicar ninguna presión lateral. Ello es posible porque la probeta está inicialmente sometida a una presión efectiva positiva po r efecto de la succión capilar del agua intersticial. De acuerdo con la Figura 22 la resistencia obtenida será la que corresponda a la presión efectiva inicial de la probeta. Tal como se ha expuesto en el Apartado 9.5, la presión efectiva a que está someti da la probeta antes de comenzar el e nsayo es

parecida a la que tenía en el terreno antes de su extracción. Por tanto, el ensayo define adecuadamente la resistencia al corte sin drenaje del terreno in situ a la profundidad a que estaba la muestra. La resistencia al corte cu es la mitad de la resistencia a compresión simple (Figura 23). 24





La resistencia de los suelos obedece al criterio de Mohr-Coulomb.

La rotura se produce cuando la tensión tangencial sobre un plano cualquiera,

alcanza un valor que depende de la tensión

normal efectiva, σ , en la forma: ’

  c   `tg  

Los parámetros c y 

rozamiento interno”. Se pueden d eterminar mediante

ensayos de laboratorio (triaxiales o de corte directo), o a partir de correlaciones con ensayos in situ

(penetrómetros). 

En suelos granulares, su permeabilidad hace que las cargas usuales en edificación sean suficientemente lentas para permitir el drenaje, y se puede contar con la resistencia anterior.



En suelos arcillosos, su baja permeabilidad hace que las cargas habituales en edificación deban considerarse

como rápidas, es decir, sin permitir el drenaje. En estas condiciones, a corto plazo no puede contarse para la resistencia friccional con los incrementos de tensión normal aplicados, σ, sino sólo con la tensión normal efectiva previa, σ 0. Entonces, la resistencia al corte no depende de σ, y la envolvente de rotura es horizontal, definida por ’

una resistencia al corte sin drenaje, cu :



cu

La resistencia cu depende de la tensión efectiva previa, σ 0, y por tanto de la profundidad. Puede determinarse a partir de ’

ensayos de laboratorio sin drenaje, en particular a partir del de compre sión simple. cu es la mitad de la resistencia a

compresión simple. 

Lo anterior se justifica porque en suelos de baja permeabilidad, la tensión efectiva debido a la succión capilar de la probeta es similar a la que existía in situ, si el proceso de toma de muestra es cuidadoso.

25



Aunque en un curso general y básico como el presente no puede contemplarse problemas derivados de suelos especiales, sí es conveniente mencionar los casos más frecuentes, que son la expansión y el colapso. Ambos son fenómenos que se producen cuando un suelo que está parcialmente saturado se satura.

Cuando un suelo parcialmente saturado se inunda, la presión intersticial pasa de ser negativa (capilar) a cero. Ello supone un aumento de presión intersticial y, por tanto, una disminución de la tensión efectiva. Por tanto, se producirá un cierto aumento de volumen. Esto ocurre en todos los suelos, aunque en suelos granulares el aumento de volumen es pequeñísimo

y despreciable a efectos prácticos. En s uelos más finos, es algo mayor, aunque moderado. Sin embargo, existen algunos suelos en los que la expansión asociada al proceso de saturación es desmesuradamente grande. Ello obedece a que la estructura cristalina de estos suelos tiene capacidad de absorber agua en su interior, con un gran aumento de volumen. Estos suelos se denominan

.

Los suelos expansivos más comunes son los que contienen cantidades apreciables de montmorillonita. Se identifican con cierta facilidad por tener un límite líquido muy elevado, dependiendo del porcentaje de mineral expansivo (la montmorillonita

pura puede tener un límite líquido del orden del 400%). Naturalmente, para que se produzca la expansión, es preciso que el suelo no esté previamente saturado. Por ello, este problema no se presenta en climas húmedos.

Hay otros materiales expansivos de importancia práctica, como son determinadas escorias de la industria siderúrgica. En este caso, la expansividad proviene de la hidratación de óxidos de calcio y magnesio.

Algunos suelos, al saturarse, en lugar de expandir sufren un asiento brusco. En realidad, este fenómeno llega a producirse en todos los suelos si la saturación se produce cuando el suelo está sometido a una carga normal muy grande. En los suelos

esto se produce para cargas normales moderadas.

En general, son colapsables los suelos cuyas partículas forman una estructura floja, muy abierta, pero dotada de cierta resistencia, por tener algún tipo de unión o enlace entre ellas. Al producirse la saturación, se destruyen o debilitan estos enlaces y la estructura colapsa. Por su importancia práctica, los suelos colapsables más notables son: 

En los limos y esíferos, las partículas de limo están unidas entre sí por puentes de yeso (sulfato cálcico). El agua, al saturar el suelo, disuelve estos puentes, provocando el colapso de la estructura del suelo.



Los rellenos deficientemente compactados, con tierras y escombros de construcción.

26

Cap. No 1, Repaso de mecanica de Suelos.pdf

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