Para el desarrollo de esta investigación se considerará los métodos de clasificación USCS, AASHTO y MCT. Una descripción más detallada para la clasificación USCS y AASHTO, se encuentra en el Anexo 3.
4.5.1 Clasificación del suelo MCT Debido a las incompatibilidades verificadas a lo largo de los años entre los resultados obtenidos por las clasificaciones tradicionales en los países de climas tropicales y el comportamiento geotécnico en campo se vio la necesidad de obtener una clasificación especialmente desarrollada para los suelos tropicales. Con la finalidad de mejorar la identificación y la caracterización de los suelos tropicales, al inicio de la década de los 80, Nogami y Villibor propusieron un nuevo sistema de clasificación denominado Miniatura Compactada Tropical (MCT). La clasificación MCT desarrollada en Brasil, específicamente para suelos tropicales no se basa en las propiedades índices (límites de Atterberg, distribución granulométrica) como si lo hacen las clasificaciones tradicionales, se basa en ensayos de laboratorio de compactación y pérdida de masa por inmersión en agua de cuerpos de prueba compactados y de dimensiones reducidas (Nogami & Villibor, 1981). El método utiliza muestras de prueba compactadas de dimensiones reducidas de 5 cm de diámetro y 5 cm de altura para calificar propiedades fundamentales de los suelos como contracción, permeabilidad, expansión, coeficiente de penetración del agua, cohesión, capacidad de soporte y las familias de curvas de compactación. En esta clasificación, se propusieron dos grupos de suelos que pueden presentar comportamiento laterítico (L) o comportamiento no laterítico (N), subdivididos en siete subgrupos así (Tabla 3): -
Arenas lateríticas (LA) Suelos arenosos lateríticos (LA’) Suelos arcillosos lateríticos (LG’) Arenas no lateríticas (NA) Suelos arenosos no lateríticos (NA’) Suelos sedimentarios no lateriticos (NS’) Suelos arcillosos no lateríticos (NG’)
37
Tabla 3. Grupos de Clasificación MCT
Grupos de clasificación MCT
Descripción
LG’
Arcillas lateríticas y arcillas lateríticas arenosas. Arenas arcillosas lateríticas. laterítica s.
LA’ LA NG’ NS’ NA’ NA
Arenas con poca arcilla laterítica. lateríti ca. Arcillas, arcillas limosas y arcillas arenosas no lateríticas. Limos caolíniticos y micáceos, limos arenosos y limos arcillosos no-lateríticos. Arenas limosas y arenas arcillosas nolateríticas. Arenas limosas con limos cuarzosos y limos arcillosos no lateríticos.
De acuerdo con Fernandes (2006) estos grupos presentan las siguientes características: Arenas lateríticas (LA): En este grupo están incluidas las arenas con pocos finos, de comportamiento laterítico, típicas del horizonte B de los suelos cohesivos pedológicamente como arenas de cuarzos Suelos arenosos lateríticos (LA’): Suelos típicamente arenosos y constituyentes del horizonte B de los suelos cohesivos pedológicamente en Brasil para lato suelos arenosos y suelos podzólicos o podzolizados arenosos. Estos suelos más allá de la presencia de los matices rojos y amarillos, presenta cortes firmes (poco o nada erosivos), nítidamente trincados, cuando se exponen a la intemperie. Suelos arcillosos lateríticos (LG’) : Este grupo está formado por arcillas y arcillas arenosas, que constituyen el horizonte B de los suelos cohesivos pedológicamente como latosuelos, suelos podzólicos y tierras bien estructuradas. Cuando presentan presentan porcentajes de arena elevadas, tienen un comportamiento semejante a los suelos del grupo LA’.
38
Arenas no lateríticas (NA): Los suelos pertenecientes a este grupo son las arenas, materiales sedimentarios y combinaciones de arenas y sedimentos, en los cuales los granos son constituidos esencialmente por cuarzos y micas. Prácticamente no posee finos arcillosos cohesivos sedimentarios caoliníticos. Suelos arenosos no lateríticos (NA’): Compuestos granulométricamente por combinación de arenas con cuarzos (o de minerales de propiedades similares) con finos que pasan el tamiz de 0.075 mm, de comportamiento no laterítico. Generalmente los tipos más representativos son los suelos saprolíticos originados de rocas ricas en cuarzo tales como granitos, neis, areniscas y cuarzos impuros. Suelos sedimentarios no lateriticos (NS’): Este grupo comprende los suelos saprolíticos areno-sedimentarios, resultantes del intemperismo tropical de rocas metamórficas y volcánicas, de constitución predominante de feldespatos, micas y cuarzos. La variedad más rica es las arenas provenientes de cuarzos, que pueden tener características mecánicas e hidráulicas que se aproximan a los suelos del grupo NA’. Suelos arcillosos no lateríticos (NG’): Este grupo comprende los suelos saprolíticos arcillosos, provenientes de rocas sedimentarias arcillosas o cristalinas pobres en cuarzo y ricas en anfibolitas, piroxenos y feldespatos cálcicos. La clasificación de este grupo son suelos superficiales pedogénicos no lateríticos, como lo son vertisuelos y suelos transportados Con el fín de generar un ábaco de clasificación (Figura 8), podemos observar la distribución de estos suelos en un gráfico que combina el coeficiente c’ el cual está asociado a la arcillosidad del suelo y el índice e’ que se refiere al carácter laterítico del suelo. Para determinar estos valores son necesarios los ensayos de Mini-MCV y pérdida de masa por inmersión (Fernandes, 2006)
39
Figura 8. Gráfico de Clasificación MCT (Nogami e Villibor, 1981)
De acuerdo con Barroso (2002), el método MCT se aplica solamente a los suelos que presentan, como mínimo, un 95% de material que pasa el tamiz de abertura nominal igual a 2 mm, teniendo en cuenta las dimensiones reducidas del cilindro de compactación Mini-MCV. Vermatti (1988) propuso la utilización de un equipo semejante al MCV, desarrollado por Parsons (1976), para el estudio de las características de los suelos granulares. Este autor estudio suelos que pueden pasar totalmente o tener una parte retenida en el tamiz de abertura igual a 2 mm. Fue presentada una propuesta de modificación de la clasificación MCT, incluido un ábaco de clasificación, o grupo de suelos transicionales (T), de acuerdo como se muestra en la Figura 9. El ábaco presentado por Vermatti (1988) fue denominado MCT-M (M de modificado). Se puede observar en el ábaco que los suelos transicionales ocupan una faja intermedia entre los suelos que presenta comportamiento laterítico y no laterítico.
40
Figura 9. Abaco de clasificación MCT modificado (Vertamatti, 1988)
Con el fin de simplificar los ensayos necesarios para la clasificación de los suelos, utilizando menor cantidad de muestra y equipamiento más simple, y obtener resultados coherentes de acuerdo al comportamiento geotécnico real de los suelos, se desarrolló un nuevo procedimiento denominado MCT rápido o Método de las Pastillas propuesto por Nogami y Villibor (1994). El ensayo consiste básicamente en el moldeo de cuerpos de prueba en forma de “pastillas” en un anillo de acero inoxidable con dimensiones de 20 mm de diámetro y 5 mm de altura y tomar las medidas de contracción (Ct) y penetración (consistencia) de las pastillas. Éste procedimiento da valores de contracción diametral y penetración después de la absorción de agua de especímenes de suelo que se introducen en las ecuaciones (1) y (2), para luego determinar el tipo de suelo con la ayuda del gráfico de clasificación MCT Nogami et al (1996) (Figura 10). Para valores de contracción entre 0.1 y 0.5 mm c’ = (log10 Ct + 1)/0.904 (1) Para valores de contracción mayores o iguales a 0.6 mm c’ = (log10 Ct + 0.7)/0.5
(2) 41
La clasificación del suelo se determina a partir del gráfico de clasificación de método de las pastillas presentado en la Figura 10.
Figura 10. Gráfico de Clasificación MCT por el método de las Pastillas (Nogami et al., 1996)
En el año 2002, Godoy y Bernucci propusieron modificaciones al método de las pastillas presentado por Nogami y Villibor (1994). Dentro de los cambios de destaca la mudanza de las dimensiones de las pastillas utilizadas en los ensayos que en estos casos posee 35 mm de diámetro y 10 mm de altura. Otra importante modificación realizada a este método es la utilización de un minipenetrómetro para obtener los valores de penetración, que resulta con una menor interferencia en los resultados por parte del operador. El minipenetrómetro está compuesto por un cono con una abertura de 60°y pesos de 10 y 30 gramos. Según los autores este método es la principal propuesta de ensayo en la cuantificación del fenómeno de irreversibilidad adquirida, total o parcialmente, de los suelos lateríticos, realizada de una manera expedita. La clasificación se realiza a través de la guía de identificación de suelos tropicales presentada en la Tabla 4.
42
Tabla 4. Guía de identificación de suelos tropicales (Godoy & Bernucci, 2002) Clase de suelo
O C I T Í R E T A L
L A N O I C I S N A R T
O C I T Í R E T A L O N
Característica del suelo
Contracción (%)
Expansión (%)
Penetración (mm) cono de 10 g
Penetración (mm) cono de 30 g
Índice de reabsorción
Típicos
>2
<1
0
0
Negativo
Arcillosos Arenosos
6
≥
2a6
Arenas
≤
Arcillosos
≥
Arenosos
2 6
2a6
10,5
≤
10,5
≤
10,5
≤
≤
≤
≤
4
≤
6
< 0,6
4
≤
6
< 0,6
4
≤
6
< 0,6
5,5 a 13
3a5
6a8
0,3 a 0,9
5,5 a 13
3a5
6a8
0,3 a 0,9
3a5
6a8
0,3 a 0,9
Arenas
≤
2
5,5 a 13
Arcillosos
≥
6
>8
≥
4
Sedimentario
2a4
9 a 15
≥
Arenosos
2a6
>8
≥
>5
≥
Arenas
≤
2
6
8
> 0,4
11
0,4 a 0,7
≥
≥
4
≥
8
> 0,4
4
≥
8
> 0,4
La metodología de clasificación usada es la siguiente: Moldeo: La fracción de suelo que pasa el tamiz No. 40 es humedecida y espatulada. Se moldean pastillas en anillos de 20 mm de diámetro y 5 mm de altura y se llevan a secar a 60ºC durante 24 horas. Contracción diametral: Después del secado, se mide la contracción (C) de las pastillas por la variación en su diámetro y se determina el c´. Reabsorción de agua: Los anillos son rehumedecidos en placa porosa saturada durante dos horas. Se observa la expansión, el fisuramiento y el debilitamiento. 43
Este último es evaluado por la penetración de una punta de acero de diámetro de 1,25 mm y una masa de 10 g en la pastilla saturada. La determinación del grupo a partir de esta clasificación expedita muestra en la Tabla 5. Tabla 5. Determinación del grupo MCT por clasificación expedita. (Adaptado de Nogami, 1995)
c’ < 0,5
Penetración (mm)
Grupo MCT
< 0,3
LA
3,1 a 3,9
NA
≥
0,6 a 0,9
LA-LA’
2,1 a 3,9
NA’-NS’
1,8
NS’-NA’ LA’
2,1 a 3,9
NA’
4,0
NS’
<2
LA’-LG’
2,1 a 3,9
NA’/NG’-NS’
≥
≥
4,0
<2
≥
1,4 a 1,7
NA / NS’
< 2,0
≥
1,0 a 1,3
4,0
4,0
NS’-NG’
<2
LG’
2,1 a 3,9
NG’
≥
4,0
NG’
Donde, -
LA: Arenas lateríticas LA’: Suelos arenosos lateríticos LG’: Suelos arcillosos lateríticos NA: Arenas no lateríticas NA’: Suelos arenosos no lateríticos NS’: Suelos sedimentarios no lateriticos NG’: Suelos arcillosos no lateríticos El símbolo (-) indica opción equivalente y el símbolo (/) opción decreciente. 44
4.5.2 Correlación entre el sistema MCT y el AASHTO y el USCS De acuerdo a Nogami y Villibor (1995), la clasificación MCT presenta la siguiente correlación con las clasificaciones AASHTO y USCS: Tabla 6. Clasificación MCT y diversos grupos de suelos integrados (Modificado de Nogami y Villibor, 1995)
Granulometría típica s a s l l i o c m r i A L
Comportamiento Grupo MCT Grupos tradicionalmente obtenidos de muestras clasificadas en grupos MCT discriminados en tipos de columnas
S C S U
O H T S A A
s a s o m i L s a n e r A
s o s o n e r A s s o o m m i i L L
N = No Lateríticos NA NA’ NS’ SM SM SP CL SC SM ML MH ML A-2
A-2
A-4
A-4
A-5
A-7
A-7-5
s s a s a s a o s o s s o o n o l l e i m r i m c i a l r L s s s a s a l a l a s a l l l l o n i i i c c c m e r r r i r A A A L A
s a s o l l i c r A s a n e r A
NG’
L = Laterítico LA LA’
MH CH
SP SC
SC
s a s s a o o s s o n o l l i e r i m c a l r s s s A a l a l a s l l i l i l i o c m r c r c r i A A A L
LG’ MH ML CH
A-6 A-7-5
A-2
A-2 A-4
A-6 A-7-5
4.6. Ensayos de caracterización – Propiedades elementales de los suelos Para determinación de las características y propiedades elementales de los suelos, se efectuaron los siguientes ensayos y parámetros que se relacionan a continuación: Granulometría, porosidad e índice de vacíos, humedad, peso específico y grado de saturación, plasticidad (límites de atterberg), compactación de suelos, compactación CBR, resistencia a esfuerzo cortante, ensayo edométrico o de consolidación. Una descripción detallada de cada uno de estos ensayos se presenta en el anexo 3. Algunos parámetros y ensayos que no son de uso frecuente en la Geotecnia se muestran a continuación: 45
4.6.1 Suelos colapsables
Por definición, colapso es la repentina pérdida de volumen de un suelo bajo la acción de agentes exógenos. Esta pérdida de volumen se traduce en consecuencias superficiales asociadas a una alteración rápida de la resistencia y a un desmoronamiento estructural interno al momento en que el suelo absorbe cantidades importantes de agua, sin que haya una variación en las presiones exteriores aplicadas. (Bell, 2000) Los suelos colapsables suelen presentar una gran variedad de formas y tamaño de partículas, aunque la mayoría de ellos poseen granos de forma redondeada. Se presenta este problema en suelos limosos y ocasionalmente en arenas y gravas. No es raro encontrar que contengan además un cierto contenido de arcilla. (Bell, 2000) De acuerdo con Bell, 2000, los suelos como loess (material sedimentario arcilloso y calcáreo transportado por el viento, que forma suelos permeables y muy fértiles), brickearth (es un depósito superficial de estructura homogénea de arcilla o limo) y ciertos sedimentos transportados por el viento puede tener el potencial de colapso. Sin embargo, estos depósitos transportados por el viento no son los únicos suelos que son capaces de colapsar. Algunos Saprolitos, especialmente los derivados de granitos, también pueden presentar un potencial de colapso. Los suelos colapsables, normalmente poseen textura porosa con relaciones altas de vacíos y tienen densidades relativamente bajas. A menudo tienen suficiente espacio vacío en su estado no saturado para mantener su contenido de humedad entre el límite líquido a la saturación. En un contenido natural de humedad bajo, estos suelos poseen una fuerza aparente alta, pero son susceptibles a grandes reducciones en la relación de vacíos cuando se mojan. En otras palabras, el equilibrio límite de la textura de colapso es el vínculo entre los granos que se destruye cuando el suelo está mojado. Por lo tanto, el proceso de colapso representa una reordenación de las partículas del suelo dentro de un estado denso interno. El colapso en estado de saturación, dura normalmente sólo un corto período de tiempo, aunque para la arcilla este periodo tiende a ser más largo. 4.6.2 Determinación del Potencial de Colapso
Su finalidad es determinar o evaluar la susceptibilidad al colapso de una muestra de suelo, la que podrá sufrir un asentamiento adicional originado por la inundación de la muestra. Existen varias formas de determinar el potencial de colapso de un suelo, considerando diferentes parámetros, como lo son los basados en los índices 46
físicos y en los límites de Atterberg, presentados por FEDA en 1966; los basados en la granulometría presentado por Handy en 1973 y los basados en los ensayos edométricos, que será el que nos ocupe en esta tesis. El procedimiento para el cálculo del índice de colapso se realiza a partir del ensayo de consolidación edométrico duplo que consiste en lo siguiente: Se realizan dos ensayos edométricos sobre las mismas muestras, cargándolos inicialmente con 1kPa hasta la estabilización de las deformaciones. En uno de los cuerpos es mantenida la humedad natural, mientras el otro es inundado hasta su saturación en el equipo. Los ensayos son cargados progresivamente, aplicando cada carga después de la estabilización de las deformaciones. Después de la máxima carga se procede a la descarga. La interpretación de los resultados se realiza a partir de los gráficos “e vs log σv” (Ver figura 11).
Figura 11. Grafico e vs log σ� ���� �� ������ ���������� �� �������
Interpretación del potencial de colapso (CP). En 1975, Jennings y Knight propusieron una escala de estimación del peligro de colapso de acuerdo al potencial calculado, el cual se indica en la Tabla 7.
47
Tabla 7. Tabla de riesgo de colapso de un suelo de acuerdo a su potencial de colapso (Después de Jennings y Knight, 1975) (Bell, 2000)
Potencial de colapso ( CP ) ( % ) 0-1 1-5 5 - 10 10 - 20 > 20
Riesgo de colapso No hay problemas Problemas moderados Problemas Problemas graves Problemas muy graves
4.6.3 Las fuerzas superficiales y la succión
Entre las fases aire-agua-suelo se producen contactos donde se desarrollan una serie de fuerzas de atracción y repulsión, cuyo origen es gravitatorio o eléctrico. En las zonas de contacto entre fases se combinan las fuerzas de cohesión propias de cada fase, y las fuerzas de adhesión entre fases distintas. En un suelo no saturado ocurre en las interfases agua–partículas, aire– partículas, aire– agua y aire–agua–partículas. De los cuatro, los contactos aireagua y aire-agua-partículas son los más importantes. (Alonso, 2008) Las moléculas de agua en el interior de fluido se ven sometidas a unas fuerzas de atracción isótropas, en todas las direcciones, por las moléculas que las rodean, pero en la superficie del fluido no es así, ya que solo existen la mitad de moléculas que rodea a las demás. Esta falta de atracción en la otra dirección produce una descompensación y por lo tanto, una fuerza neta hacia el interior de fluido sobre las moléculas que se encuentran en la superficie. Entonces, el agua tiende a tener la mínima superficie en contacto con el aire, y en cada punto, la fuerza resultante sobre las partículas es perpendicular a esa superficie. Este efecto produce que la superficie resultante sea semiesférica, y se llama menisco. (Alonso, 2008) La relación entre el radio de curvatura del menisco y la diferencia de presión entre las fases de agua y aire viene dada por la ley de Jurin (1718): μ − μ =
y μ son la presión de aire y de agua respectivamente, σ es la tensión superficial en la superficie de contacto entre fases agua-aire, y θ es el ángulo en el enlace entre el menisco y la partícula sólida. μ
Se puede observar que en el menisco la presión de agua es inferior a la presión de aire, y esta diferencia, es más grande cuanto más pequeño es el radio r. Si 48
se toma como presión de referencia (el cero) la presión atmosférica, implica que la presión de agua entonces es negativa. Schofield (1935) fue el primero en usar el término “succión” del suelo para representar una “deficiencia” de la presión de agua en los poros de algunos suelos no saturados, los cuales podían absorber agua a presión atmosférica si se les añadía. El término succión define el estado de esfuerzos en el interior de un suelo que se produce por las fuerzas de superficie, capaces de retener agua en su interior. Es un parámetro crucial para el entendimiento del comportamiento deformacional de un suelo parcialmente saturado. El flujo de agua a través de los suelos no saturados se controla por el gradiente del potencial total del agua. El potencial del agua puede expresarse como la suma de tres componentes: Potencial gravitacional, causado por la elevación del agua del suelo con respecto a un nivel de referencia. Capilar o potencial matricial, causado por efectos de la tensión superficial. Potencial osmótico, causado por la concentración de iones disueltos en el agua del suelo. Los dos últimos potenciales, matricial y osmótico definen y forman lo que se denomina succión. Diversos autores han estudiado experimentalmente el efecto que tiene cada una de las componentes de la succión sobre el comportamiento del suelo. Si bien es reconocida la influencia de la succión matricial sobre la respuesta deformacional y resistente del suelo, no existe evidencia clara sobre el efecto de la succión osmótica. Fredlund (1979) o Alonso (1987) consideran suficiente a la succión matricial para describir el comportamiento mecánico de un suelo. Sin embargo, algunos autores como Jiménez Salas (1973) reportan variaciones de volumen al cambiar la succión osmótica. La succión matricial se define como la diferencia entre presión de aire de los poros y presión de agua, (Fredlund, 1979 y Alonso, 1987). El valor de esta succión matricial de poros ( ) depende de la tensión superficial y el radio de curvatura del menisco. Debido a que en los poros pequeños los radios de curvatura son menores, se desarrollan succiones matriciales más altas en suelos arcillosos que en los suelos granulares. (Barrera et al , 2004)
μ − μ
μ − μ
4.6.3.1 Succión Matricial. La succión matricial puede ser determinada a través del método de papel filtro por medio de la Norma ASTMD5298-92. Este método se basa en que un suelo con cierta humedad, cuando está en contacto con un papel filtro de una humedad menor, hace que este último absorba una cierta cantidad de agua del suelo hasta que el sistema entre en
49
equilibrio; existe una relación entre la succión y la humedad del papel filtro y puede ser obtenida por la curva de calibración (Marinho, 1995). Para humedades de papel filtro > 47%, la succión (kPa) = 10 (6.05-2.48*log w) Para humedades de papel filtro ≤ 47%, la succión (kPa) = 10 (4.84-0.0622* w) Finalmente conociendo la humedad de cada papel se tiene la succión de todas las pastillas y graficando estos datos con la humedad de los cuerpos se obtiene la curva característica del material o curva de retención de agua del material.
4.6.4 Caracterización química
Para conocer el efecto de la meteorización en la composición química del perfil de un suelo estudiado, pueden evaluarse algunos parámetros como lo son el pH, en agua y en solución de cloruro de potasio KCl, las proporciones de los elementos mayores (calcio (Ca), potasio (K), magnesio (Mg), fósforo (P), aluminio (Al)), el contenido de materia orgánica, y la capacidad de intercambio catiónico efectiva o suma de cationes de cambio (C.I.C.E). El pH, es la relación entre el contenido de protones y iones de OH y determina el grado de acidez o alcalinidad de un suelo (Jaramillo, 2002). El valor obtenido depende de la relación suelo – agua. El pH decrece con el aumento en la concentración de sales neutras en la solución y con el incremento en la cantidad de sales de CO 2 disuelto. Según el pH medido en agua (Jaramillo, 2002), los suelos se agrupan en:
-
Suelos ácidos: pH < 6.5. Los suelos ácidos predominan en Colombia. Suelos neutros: 6.5 < pH < 7.3 Suelos básicos: pH > 7.3
El pH puede ser determinado también en KCl y la diferencia entre este y el pH en H2O (∆pH=pHKCl-pHH2O), es utilizado como un parámetro de evaluación del perfil de meteorización (Camapum, 2004), donde:
-
∆pH>0
Indica predominancia de oxi-hidróxidos de hierro y aluminio en el
-
suelo ∆pH<0 Indica predominancia de minerales de arcilla en el suelo.
De acuerdo con García y Suarez (2010), la CICE se define como intercambio iónico a los procesos reversibles por los cuales las partículas sólidas del suelo
50
adsorben iones de la fase acuosa liberando al mismo tiempo otros iones en cantidades equivalentes, estableciéndose un equilibrio entre ambas fases. Las causas que originan el intercambio iónico son los desequilibrios eléctricos de las partículas del suelo. Para neutralizar las cargas se adsorben iones, que se “pegan” a la superficie de las partículas. Quedan débilmente retenidos sobre las partículas del suelo y se pueden intercambiar con la solución del suelo. Cuanto más superficie tenga el material y más desequilibrada se encuentre, más iones se fijaran. Según se intercambien cationes o aniones se habla de capacidad de intercambio catiónico (es el más importante) o aniónico, respectivamente. La capacidad de intercambio catiónico (CIC) se expresa en miliequivalentes por 100 g de suelo, y es una medida de la cantidad de cationes fácilmente intercambiables que neutralizan la carga negativa existente en el suelo. La carga negativa de los constituyentes minerales del suelo deriva principalmente, de: -
Sustitución isomórfica dentro de la estructura laminar de los filosilicatos, Disociación de grupos funcionales ácidos en las aristas y superficies externas de arcillas y en compuestos orgánicos,
La carga negativa originada por la sustitución isomórfica es permanente e independiente del pH, nivel de electrolitos o composición de la solución externa. La carga negativa derivada de la disociación de grupos funcionales varía en magnitud de acuerdo al pH, no es por lo tanto una carga permanente sino variable. Los factores que hacen que un suelo tenga una determinada capacidad de cambio de cationes son varios, entre ellos: -
Tamaño de las partículas. Cuanto más pequeña sea la partícula, más grande será la capacidad de cambio. Naturaleza de las partículas. La composición y estructura de las partículas influirá en las posibilidades de cambio de sus cationes.
En la tabla 1 se puede observar los valores típicos en miliequivalentes por 100 g de suelo de los minerales de arcilla (CIC).
51
4.6.5 Caracterización mineralógica - Difracción de rayos-X
El método de determinación de la mineralogía del suelo por difracción de rayos X, es un método comúnmente utilizado para la identificación de los minerales del suelo de grano fino, como las arcillas, que no pueden verse usando equipos ópticos, además permite dilucidar estructuras cristalinas del suelo estudiado en caso de poseerlas; permiten determinar los espaciamientos entre los planos atómicos de los minerales y los ángulos a los cuales se dan las difracciones de los rayos-X, parámetros que son conocidos para muchos materiales cristalinos, lo que permite su identificación por comparación. (Valencia, 2005) La difracción de rayos-X ocurre cuando una onda encuentra una serie de obstáculos espaciados regularmente, tal que son (1) capaces de dispersar la onda, y (2) que los espacios son comparables en magnitud a la longitud de onda. Por otro lado, la difracción es consecuencia de las relaciones específicas de las fases que se establecen entre dos o más ondas que han sido dispersadas por obstáculos. Considerando las ondas 1 y 2 de la Figura 12, las cuales tienen la misma longitud de onda ( λ) y están sobre el mismo plano O-O`, y suponiendo que ambas ondas son dispersadas de tal manera que siguen diferentes trayectorias. La relación de fase entre las ondas dispersadas, dependen de la diferencia del patrón de longitud del camino recorrido. Una posibilidad es que esta diferencia de longitud del camino recorrido sea un número integral de longitudes de onda. Como se nota en la Figura 12 (a), estas ondas dispersadas (ahora denotadas 1`y 2`) están en fase. Se dice que se refuerzan mutuamente (interferencia constructiva) y, cuando las amplitudes son añadidas, la onda resultante se intensifica como se muestra en la parte derecha de la Figura 12. Esta es una manifestación de difracción, y la referimos como un rayo difractado compuesto de un gran número de ondas dispersadas, que se refuerzan unas con otras. (Barceinas, 2004) Otras relaciones de fase son posibles entre las ondas dispersadas que no resultan en un reforzamiento mutuo. La otra situación extrema se demuestra en la Figura 12 (b), donde la diferencia de las longitudes de los caminos recorridos después de la dispersión es un número integral de la mitad de la longitud de onda. Las ondas dispersadas están fuera de fase esto es, se cancelan las amplitudes correspondientes o se anulan una a la otra, interfieren destructivamente (p.ej. la onda resultante tiene una amplitud cero), como se indica en el lado derecho de la Figura. Es claro que una relación de fase intermedias entre estos dos casos extremos es posible, dando como resultado un reforzamiento parcial
52
Figura 12. Longitudes de ondas en difraccion de rayos X (Barceinas, 2004) (a) Demostración de cómo dos ondas (1 y 2) que tienen la misma longitud de onda y que están en fase después del evento de dispersión (1`y 2`) interfieren constructivamente una con la otra. (b) Demostración de cómo dos ondas ( 3 y 4) que tienen la m isma longitud de onda y que l legan a estar fuera de fase después del evento de dispersión (3`y 4`), interfieren destructivamente una con la otra.
La Ley que rige el comportamiento de estas ondas es la ley de Bragg, en la cual los rayos-X son un tipo de radiación electromagnética que tiene una alta energía y longitudes de onda muy cortas, las longitudes de onda son del orden de espacios atómicos de los sólidos. Cuando un haz de rayos-X incide sobre un material sólido, una porción de este rayo se dispersará en todas las direcciones por los electrones asociados a cada átomo o ión que está dentro del camino del haz. Consideremos ahora las condiciones necesarias para la difracción de rayos-X por un arreglo periódico de átomos. Si se tienen dos planos de átomos A-A´y B-B´ , como se muestra en la Figura 13, que poseen los mismos índices de Miller h,k y l, y están separados por la distancia interplanar dhkl . Asumiendo que un haz de rayos-X de longitud de onda λ, paralelo, monocromático y coherente (en fase) incide en estos dos planos con un ángulo θ, dos rayos de este haz (1 y 2), son dispersados por los átomos P y Q. Ocurrirá una interferencia constructiva entre los rayos dispersados (1´y 2´) a un ángulo θ de 53
los planos, si la diferencia de la longitud del camino recorrido entre 1-P-1´y 2-Q2´ (p.ej., SQ +QT ) es igual a un número n, de longitudes de onda. (Barceinas, 2004) Esta es la condición de difracción:
�λ = SQ QT
Figura 13. Condiciones geométricas para difracción de rayos-X de acuerdo con la ley de Bragg (Barceinas, 2004)
W. L. Bragg visualizó la difracción de rayos-X en término de reflexiones provenientes de los planos de un cristal, dando como resultado la simple relación (conocida como la Ley de Bragg): nλ = 2dhkl sin θ Para que una familia de planos cristalográficos difracte, la diferencia del camino recorrido por ondas dispersadas sea un múltiplo entero de la longitud de onda:
Q
(SQ + T) = nl = (dhkl sin θ + dhkl sinθ) = 2dhkl sin θ Cuando esta condición no se cumple, se obtiene interferencia destructiva. La difracción de rayos-X de cristales cúbicos está condicionada de la siguiente manera: a) cúbica P.- todos los planos difractan b) cúbica F.- los índices hkl son todos pares o impares
54
c) cúbica I.- la suma de los índices hkl sea un número par
F = f
Los rayos-X inciden sobre el cristal y penetran a una profundidad de varios millones de capas atómicas que al ser difractados pueden estar en fase o fuera de fase, en el primer caso, las ondas se refuerzan y son registradas como picos. Las que están fuera de fase, provocan interferencia y se anulan, allanando el perfil (Mendes, 2004).
Foto 1. Equipo para difracción de rayos X.
4.6.6 Caracterización estructural - Microscopio electrónico de barrido (MEB) La distancia focal (alrededor de 2 nm) y su gran profundidad de campo, que permite una visualización tridimensional, hace especialmente valioso el MEB para el estudio de la microestructura, composición química del suelo y confirmación de la presencia de minerales específicos a partir de sus morfologías características. (Valencia, 2005) El Microscopio Electrónico de Barrido contiene componentes similares a los del microscopio óptico, un sistema de iluminación, un juego de lentes y un sistema de proyección de imágenes (Mesa y Solano, 2004). Un rayo de electrones se acelera a través de un campo electrónico, adquiriendo energía cinética, incidiendo sobre la muestra y provocando una disipación de una serie de señales que generan la imagen.
55
4.7.
Estabilidad de taludes en vías terrestres
De acuerdo con Matilde González Caballero (2001) en el estudio tensodeformacional del terreno, y cuando esto involucra una gran masa o volumen de suelo con una cierta configuración (escalonada o inclinada), se entra en el campo del análisis de la estabilidad de taludes y de laderas naturales. Se acostumbra a emplear el término ladera para el perfil que sigue un suelo en contacto con la superficie libre o atmósfera, y ese perfil no es horizontal. A veces se omite el calificativo de natural porque se da por sobreentendido. En cambio, se suele aplicar el término talud al perfil conseguido tras una excavación (talud en desmonte) o terraplenado (talud en terraplén) no necesariamente vertical, sino con cierto ángulo con la horizontal ( β ≤ 90°), llamado ángulo de talud. (Ver Figura 14)
Figura 14. Partes del talud en una vía (Caballero, 2001)
En ambos casos hay una falta de soporte lateral debida al suelo, “ahora” inexistente. Al desaparecer las tensiones horizontales que lo mantenían en equilibrio, la nueva configuración comporta otras relaciones de tensiones y deformaciones que buscarán un nuevo equilibrio, con la consiguiente inducción de desplazamientos que tienden a movilizar la resistencia al esfuerzo tangencial (o cortante) del suelo; hasta llegar a un nuevo estado de equilibrio. (Caballero, 2001) Si la resistencia movilizada es menor que la total disponible, el talud se mantendrá estable, con un factor de seguridad (F.S.) mayor que la unidad. Se ha dado por estable el talud con un factor de seguridad mayor a 1.1, pero se está viendo la necesidad de aumentar, por seguridad, ese valor a 1.2 ó más. Así se puede expresar:
56
1.20 ..= Análisis para la estabilidad y el diseño De acuerdo con Caballero (2001), los estudios de los principales casos están basados en fórmulas de estabilidad y métodos rápidos de cálculo, en función de la geometría y de las condiciones geotécnicas del suelo. El estudio de la estabilidad se suele centrar en la determinación de los siguientes valores: (Ver Figura 15)
-
la altura: H (distancia vertical entre explanadas superior e inferior del talud); la pendiente: β (ángulo que forma la cara del frente del talud con el plano horizontal); el factor de seguridad, F.S., (se suele fijar un valor >1.2, como seguridad frente al deslizamiento de esa ladera o talud).
..= . 1.20 .
Figura 15. Variables para estudio y análisis de taludes (Caballero, 2001)
4.7.1 Selección del Factor de Seguridad De acuerdo con Jaime Suarez (1998), generalmente el factor de seguridad es un criterio de la estabilidad deseada y es un resultado del buen juicio del ingeniero que debe tomar una decisión. Para cierto tipo de obras los códigos pueden especificar un valor mínimo exigido para el factor de seguridad.
57
Por ejemplo para estructuras de contención la AASHTO (2001) exige los siguientes factores de seguridad de estabilidad de taludes: FS ≥ 1.3 para cargas estáticas. FS ≥ 1.1 para carga sísmica con Kh de 0.5 A. A continuación se presenta una Tabla que puede servir como base general para la toma de decisiones sobre factores de seguridad. Tabla 8. Factores de seguridad para taludes de corte (Suarez, 1998)
Caso
Factor de Seguridad para cargas estáticas
Si puede ocurrir la pérdida de vidas humanas al fallar el talud Si la falla puede producir la pérdida de más del 30% de la inversión de la obra específica o pérdidas consideradas importantes. Si se pueden producir pérdidas económicas no muy importantes. Si la falla del talud no causa daños.
1.7 1.5 1.3 1.2
Generalmente al aumentar el factor de seguridad también aumentan los costos requeridos de construcción del talud. En ocasiones la construcción de taludes estables podría resultar no solo costoso sino impráctico, y se debe tomar la alternativa de correr los riesgos inherentes a la construcción de un talud inestable.
4.7.2 Métodos de análisis para estabilidad de taludes Existen en el medio diferentes métodos de análisis para determinar la estabilidad de taludes. Los más comunes son:
-
-
Método del círculo de rotura Método de dovelas (Ver Figura 16) Métodos aproximados: Método ordinario o de Fellenius Método simplificado de Bishop Método simplificado de Janbu Métodos Precisos: Método de Morgenstern - Price Método de Spencer Método de Sarma Soluciones basadas en ábacos
58
Figura 16. Diagrama de superficie de análisis por el método de dovelas (Gavilanes, 2002)
Para este trabajo sólo se tendrá en cuenta los métodos de Bishop Simplificado y de Janbu Simplificado, que son con los cuales trabaja el programa Slide, que será el usado para el análisis de estabilidad de los sitios estudiados.
4.7.2.1 Método simplificado de Bishop De acuerdo con Gavilanes (2002), se tiene que este método presenta las siguientes características:
-
Se aplica sólo a superficies de roturas circulares Es un método similar al de Fellenius, excepto que considera equilibrio de fuerzas en la dirección vertical. La solución es indeterminada, por lo que requiere un proceso iterativo. Los resultados obtenidos del Factor de Seguridad, tienden a ser más altos que en el método de Fellenius. Proporciona resultados similares a los métodos precisos.
En la Figura 17 se puede apreciar el análisis que se realiza por medio del método simplificado de Bishop.
59
Figura 17. Obtención del Factor de seguridad por el método simplificado de Bishop
Las variables de la Figura 17 y 18 se definen como: c´: Cohesión en términos de tensiones efectivas; [kN/m 2] φ´: ángulo de fricción interna; [°] γ : peso específico del terreno; [kN/m 3] γ W: peso específico del agua; [9,8 kN/m 3] h: altura de la dovela en la parte media; [m] hW: altura del nivel del agua; [m] α: ángulo positivo o negativo de la base de la dovela con respecto a la horizontal; [°] b: ancho de la dovela; [m] L: Longitud de la base de la dovela; [m] 60
