Origen y formación de suelos

ORIGEN Y FORMACION DE LOS SUELOS

UNIDAD

1 ORIGEN Y FORMACION DE LOS SUELOS Los suelos provienen de las rocas. Su formación se da a través de un proceso de transformación del material que la conforma, llamado meteorización o intemperismo, en el cual la roca es atacada por mecanismos de desintegración y descomposición que se atribuyen al agua, la atmósfera, las plantas, la vida animal, al clima y al tiempo. Estos elementos pueden ser clasificados dentro de dos grupos de agentes generadores de suelos, según su acción se considere de tipo físico o químico. 1.1 AGENTES GENERADORES DE SUELOS Los agentes generadores de suelos pueden incluirse en dos grupos fundamentales: desintegración mecánica y descomposición química. La desintegración se debe a procesos físicos; es decir, no se produce alteración de los minerales constitutivos de la roca, sino únicamente una separación entre ellos. La descomposición debe atribuirse a procesos químicos, en los cuales ocurre una transformación de unos minerales en otros. Es evidente que los procesos de desintegración y descomposición se presentan conjuntamente y en muy pocos casos actúan aisladamente. El agrietamiento o fisuramiento de una roca por algún agente físico, facilita los procesos de descomposición química, pues mayores áreas se exponen a la acción de los agentes químicos, principalmente el agua. De la misma manera, la descomposición química puede debilitar la roca, haciéndola más susceptible a la acción de los agentes de desintegración mecánica. Sin embargo los fenómenos pueden darse por separado bajo circunstancias especiales. En estos casos se esperaría que la desintegración mecánica produzca suelos 1


arenosos o limosos. La descomposición química por su parte, produce fundamentalmente suelos arcillosos. El fenómeno de la erosión también está asociado al proceso de formación de suelos, pues a través de él se dan la remoción y transporte de los materiales producto del intemperismo. 1.1.1 Causas de la desintegración de las rocas La desintegración física de las rocas, es el proceso por el cual estas se separan en fragmentos cada vez más pequeños, como resultado de la acción de fuerzas físicas. Dichas fuerzas pueden ser de origen interno, como lo son las desarrolladas por dilatación y contracción desigual de las distintas partes de la roca producida por los cambios de temperatura, o las originadas por las expansiones debidas a la transformación química de minerales o a la reducción de las presiones de confinamiento. O pueden ser, fuerzas de origen externo ocasionadas por movimientos del agua, del hielo, de fragmentos de rocas que chocan entre sí, etc. 1) Causas de fuerzas de origen interno a) Cambios de temperatura. En las rocas de grano grueso especialmente, los diferentes coeficientes de dilatación de los distintos minerales hacen que, al presentarse variaciones grandes de temperatura, se produzcan esfuerzos internos en la masa de la roca que pueden agrietarla y dividirla en fragmentos más pequeños, hasta desintegrarla. Además, también pueden resultar esfuerzos internos de la dilatación y contracción diferencial entre la parte externa y la parte interna de una roca. Esta causa de desintegración es muy importante en las regiones desérticas, donde se registran altas temperaturas durante el día y muy bajas durante las noches, lo que produce cambios de varias decenas de grados en el transcurso de un día. Otro factor asociado a las temperaturas lo constituyen los incendios que son relativamente frecuentes en bosques o en zonas de maleza, los cuales pueden generar calor suficiente para romper las rocas.

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b) Expansiones debidas a la meteorización química. Cuando ciertos minerales sufren transformación de tipo químico, el producto resultante puede adquirir un volumen mayor que el del material original. Este es el caso de la formación de hidratos a partir de feldespatos, que origina tensiones en la roca que dan lugar, según se cree, al intemperismo esferoidal conocido como exfoliación. Esta consiste en un proceso de separación de hojas o lajas curvas de la roca grande, a la manera de costras que se van descascarando una tras otra, al cual son más susceptibles las rocas ígneas, tales como el granito, la diorita y el gabro. c) Expansiones debidas a la reducción de presiones confinantes. Puede producirse por los movimientos de los macizos rocosos a causas de fallas o deslizamientos de ocurrencia súbita, que producen una descompresión de las masas y un agrietamiento lógico por la reducción de la presión de confinamiento. d) La congelación del agua. Al congelarse el agua que se encuentra dentro de las grietas y fisuras de las rocas, el agua aumenta su volumen, lo que produce grandes esfuerzos internos, ocasionando el fracturamiento de la roca. Este fenómeno tiene mucha importancia en las zonas templadas de la Tierra y en las grandes alturas. a) La acción de cristales de sales depositados por agua infiltrada. Al degradarse las sales de las aguas dentro de las fisuras de la roca, se produce un efecto similar, lo cual aumenta el agrietamiento de las rocas. b) El crecimiento de las raíces de las plantas. Físicamente actúa cuando las raíces de las plantas ingresan a la masa de la roca por las grietas; el crecimiento de ellas dentro de la masa producirá una especie de fuerza de cuña, que propicia el agrietamiento del material. 2) Fuerzas de origen externo. Son las producidas por el movimiento del agua, del hielo, del viento y de los fragmentos de las mismas rocas Sus principales efectos son: a) La erosión producida por el agua corriente, cuyo efecto abrasivo por el 3


golpeteo constante contra las rocas produce formas de desintegración. b) La abrasión debida al hielo deslizante de los glaciares, que arrastra pedazos de roca consigo. c) Los golpes y la abrasión mutua producida entre las rocas. d) El impacto de las olas contra las rocas, en los litorales. e) La abrasión producida por las arenas arrastradas por el viento, en las regiones desérticas. En mucha menor escala se tienen la acción del hombre y la de algunos animales, los cuales propician en gran medida la modificación del relieve, el paisaje y en general de la topografía, a través de mecanismos de erosión. 1.1.2 Clases de Descomposición Química Las principales clases de meteorización química son la oxidación, la carbonatación, la hidratación y la producida por los efectos químicos de la vegetación y . 1) Oxidación. Las rocas cuyos minerales están constituidos por hierro, aluminio, silicio y en general por minerales ferromagnesianos, son atacados por el oxígeno presente en el agua, formando oxidos y nuevos minerales. De ellos resultan óxidos de hierro comunes como la hematita y la limonita, que dan a los suelos colores rojizo, café o amarillo característicos. 2) Carbonatación. Consiste en la acción del agua lluvia conjuntamente con la del anhídrido carbónico, con la cual se forma ácido carbónico, que ataca minerales de hierro, calcio, magnesio, sodio y potasio; como resultado de esta unión se producen carbonatos (solubles) y bicarbonatos (menos solubles) de estos elementos. El ácido carbónico es un ácido débil, pero como agente de meteorización es muy importante, pues llega en grandes cantidades con el agua de lluvia; su acción, en consecuencia, se muestra con mayor intensidad en regiones de alta precipitación. 3) Hidratación. Consiste en absorción de agua que pasa a combinarse químicamente con los minerales de las rocas, destruyendo la organización de sus moléculas y formando nuevos minerales. La hidratación convierte los silicatos inestables de aluminio de las rocas cristalinas en minerales arcillosos. Igualmente la hidratación de los feldespatos 4


puede producir minerales arcillosos, en tanto que de la anhidrita puede llegarse a la formación del yeso. La intensidad de la meteorización química depende, en definitiva, de la cantidad de agua que entre en acción y de la magnitud de los cambios de temperaturas, así como de la acción de materias disueltas en el agua como: oxígeno, ácido carbónico, amoníaco, cloruros, sulfatos, etc. Es por ello por lo que en los trópicos se presenta más intensamente el intemperismo químico que en las otras partes del planeta. En los desiertos la escasez de agua da por efecto abundancia de roca y arenas, resultantes estas últimas de desintegración física con poca o ninguna descomposición química. En las regiones de altas montañas igualmente, la meteorización química es poco intensa, debido a las bajas temperaturas; esto da muchas rocas al descubierto. En los trópicos por el contrario, se encuentran de ordinario capas muy espesas de suelo, en especial fino granular, sin alcanzarse la roca sana en profundidades de muchos metros. 4) Efectos químicos de la vegetación. Donde hay vegetación descompuesta, los ácidos orgánicos que se desarrollan por ello tienden a aumentar la capacidad de disolución de las aguas naturales. Algunos tipos de plantas, como los líquenes, tienden a extraer determinados elementos químicos de las rocas. La acción de raíces de plantas vivas puede descomponer la ortoclasa, para formarse de ahí un mineral arcilloso. 1.1.3 Factores que influyen en la formación de los suelos De acuerdo con lo anterior, se puede afirmar que los factores que influyen en la formación de los suelos son los siguientes: 1) El clima: Es un factor de gran incidencia pues puede determinar el tipo de suelo que se forme. Se considera importante en especial la cantidad de lluvia, la humedad y la temperatura. 2) El material original: llamado también material parental. 3) La topografía: De influencia importante, pues determina elementos como la cantidad de agua de escorrentía, la velocidad con que se mueve por encima del suelo y la cantidad de agua que se infiltra. 4) La vida de las plantas: importante por la acción física de sus raíces y la acción química de los ácidos húmicos. 5


5) El tiempo transcurrido desde que se inició la meteorización de un material determinado: Es una variable muy importante porque se requiere de una acción física y química permanente sobre las rocas durante mucho tiempo. Se ha observado, que con el transcurso del tiempo, la topografía, el clima y la vegetación van teniendo más influencia en la formación del suelo que las propias rocas de las que se formó. A veces, sobre una zona extensa se forma la misma clase de suelo, a pesar de ser diferentes las rocas subyacentes. Cuando sucede esto se dice que el suelo está "maduro", lo que quiere decir que ha tenido el tiempo necesario para alcanzar cierto equilibrio.

1.2 SUELOS RESIDUALES Y TRANSPORTADOS El material resultante del intemperismo físico y químico de las rocas puede haber permanecido en el mismo lugar donde se realizó la transformación a suelo, o puede haber sido llevado a otro sitio por acción de agentes físicos o geológicos, siendo depositados en otro lugar. En el primer caso se le llama suelo residual y en el segundo caso se llama suelo transportado. 1.2.1 Suelo Residual Un suelo Residual es aquel que se encuentra en el mismo lugar de su formación, directamente sobre la roca de la cual proviene y que tiene dos características muy importantes que lo identifican: perfil de meteorización y un conjunto de estructuras heredadas de la roca madre. El perfil de meteorización consiste en una transición gradual entre la roca base y la capa superficial, secuencia que da al suelo diferentes propiedades debido a los diferentes grados de meteorización en la medida en que se profundiza. Es decir existe una meteorización diferencial que se evidencia por ser menos intensa a medida que la profundidad aumenta. Se forma por el ataque conjunto de los mecanismos de desintegración física y descomposición química y puede variar considerablemente de un punto a otro, dependiendo de las variaciones locales en el tipo y estructura de la roca, topografía, condiciones de erosión, régimen de aguas subterráneas y clima. Las estructuras heredadas consisten en diaclasas, exfoliaciones, juntas, grietas, fallas y otros defectos estructurales que el suelo conserva de la roca original. Su influencia es tal que en muchos casos las propiedades mecánicas de una muestra "intacta" del material no puede considerarse representativa de las propiedades del conjunto. 6


Estos suelos se producen principalmente en climas húmedos que favorecen el crecimiento de una capa gruesa de vegetación , la cual protege al suelo de procesos erosivos, evitando así el transporte de las partículas. 1.2.2 Suelos Transportados Son los que se han depositado en un lugar diferente al de la roca de la cual proviene. Pueden ser transportados por acción aislada o conjunta de los siguientes agentes: • • • • • •

La gravedad El agua El hielo El viento Los movimientos volcánicos y sísmicos El hombre

De acuerdo con la forma de transporte se dan nombres diferentes a los depósitos de suelos formados por la sedimentación del material arrastrado. El agente y la forma de transporte y depositación inciden en el tamaño y la forma de las partículas del depósito, así como en la forma de éste y en su homogeneidad o heterogeneidad. Las denominaciones más importantes de los suelos transportados son: 1) Depósitos Coluviales Son suelos formados por partículas que han sido transportados fundamentalmente por la acción de la gravedad o por acción conjunta entre ésta y el agua, pues este último agente actúa notoriamente en la gran mayoría de los casos. A los depósitos formados por material que ha rodado por una ladera y se ha acumulado en una parte menos pendiente de la misma se les llama depósitos de talud. El material que forma los depósitos coluviales es por lo común sumamente heterogéneo, con tamaños de partículas que van desde grandes bloques hasta limo y arcilla; es poco consolidado y de formas irregulares y constituyen por tanto masas bastante porosas que pueden acumular bastante humedad. 2) Depósitos Aluviales Son los que quedan en los lechos de los ríos y demás corrientes permanentes de agua, o en sus valles y llanuras de inundación, por sedimentación del material arrastrado por ellos. Dado que en su larga historia geológica un río puede haber 7


cambiado varias veces tramos de su curso, los depósitos fluviales pueden encontrarse en diferentes sitios más o menos distantes del cauce actual. El tamaño de las partículas arrastradas depende principalmente de la pendiente que tenga la corriente de agua, la cual determina su energía y capacidad de arrastre. Por otra parte, a medida que el río o quebrada avanza en su curso, la desintegración de los granos va siendo más y más avanzada por la abrasión que produce el rozamiento entre ellos. Es por esto por lo que en los primeros tramos del curso es más común encontrar material grueso (gravas y arenas), en tanto que en las partes finales, cuando la corriente recorre por lo general terrenos más planos, el material acarreado y depositado es de tamaño fino (limo, arcilla). Los depósitos aluviales son los dejados por el material arrastrado por las corrientes de agua en sus aluviones o crecientes. En períodos de lluvias intensas en que el agua de los ríos y quebradas inunda las llanuras y las vegas aledañas, van quedando estos depósitos que en muchas ocasiones presentan estratificación, pero que son muy frecuentemente heterogéneos. Los depósitos de delta son los dejados por un río cuando sus aguas alcanzan el nivel de base normal del océano o de cualquier otra masa de agua donde desemboque; se forma así un depósito extenso que contiene en su mayor parte arenas y lodo, cruzado por varios brazos del río, con su forma de tendencia triangular a la cual se debe el nombre de "delta". Cuando la pendiente del curso de agua decrece abruptamente, una gran parte del sedimento transportado se acumula en el lugar del cambio, formando un depósito llamado abanico aluvial o cono de deyección. Es frecuente encontrar depósitos aluviales que forman superficies más o menos horizontales comprendidas entre taludes o en las orillas de los cauces, los cuales son llamados terrazas aluviales y son de mucha importancia para la ingeniería. Son masas de suelo muy porosas y constituyen las llamadas vegas, zonas agrícolas muy productivas. En algunos casos constituyen depósitos de materiales para uso en la construcción, como las arenas y gravas. 3) Depósitos Lacustres Son los que se han formado por sedimentación en lagos y lagunas existentes o desaparecidas en las zonas de inundación de los ríos. Este tipo de formación da origen por lo común a masas de suelo bien estratificadas y con homogeneidad en sus tamaños de partículas, generalmente muy finas; la masa tiende a ser poco densa y en consecuencia muy comprensible y poco resistente. 4)

Depósitos Marinos 8


En los mares se forman tipos de depósitos de naturaleza muy diferente. Los unos están constituidos por partículas que las olas han producido con su acción abrasiva constante por el golpeteo contra las rocas del litoral. Los otros, por el material acarreado por los ríos que desembocan en el mar, que forma los depósitos llamados terrígenos. Otros, compuesto de calizas, están formados por precipitaciones químicas o restos de organismos. Más hacia el interior del mar los depósitos se componen principalmente de arcillas finísimas y lodos, procedentes de tierra firme. A medida que se está más alejado de la costa se hacen más escasas las partículas aportadas por los ríos y el material se compone principalmente de cenizas volcánicas llevadas por el viento y de sedimentos orgánicos. En los depósitos marinos la composición y la estratificación son mucho más uniformes que en los fluviales. 5) Depósitos Eólicos Son los constituidos por las partículas arrastradas por el viento (la palabra se deriva de Eolo, nombre del dios del viento en la mitología griega). Son característicos de regiones desérticas, o muy secas y áridas; son muy homogéneos en el tamaño de partículas, pero de formas que no son estratificadas. Se da el nombre de dunas o depósitos de arena transportada por el viento. 6) Depósitos glaciales Son los producidos por las partículas que han sido arrastradas por los glaciares, que son enormes masas de hielo en movimiento, o por las aguas resultantes de la fusión de estos. Como bien se sabe, en el pasado tuvieron lugar en el hemisferio norte de la tierra varias glaciaciones, en las cuales grandes masas de hielo en aumento se extendieron en dirección al sur, a partir del océano Ártico, y se fundieron después de períodos de tiempos largos. Entre los diferentes tipos de depósitos son quizá los más heterogéneos; en ellos se encuentran comúnmente tamaños de fragmentos que van desde piedras grandes hasta partículas de arcilla. También hay formaciones estratificadas de origen glacial, como lo son los depósitos en lagos formados al quedar bloqueadas las aguas de fusión de los glaciares.

1.3 MINERALES CONSTITUTIVOS DE LOS SUELOS 1.3.1 Minerales de los Suelos Gruesos 9


Mineral es una sustancia inorgánica y natural que tiene una estructura interna determinada por un cierto arreglo específico de sus átomos e iones. Su composición química y sus propiedades físicas son fijas o varían entre límites definidos. Desde el punto de vista de identificación, las propiedades físicas más importantes son: el color, el lustre, la tonalidad de sus raspaduras, la forma de cristalización, la dureza, la forma de sus fracturas y disposición de sus planos crucero, la tenacidad, la capacidad para permitir el paso de ondas y radiaciones y la densidad relativa. Los suelos formados por partículas gruesas tienen los siguientes minerales predominantes:    

Silicatos, en los que se encuentran el Feldespato, las Micas, el Olivino y la Serpentina Óxidos, como el Cuarzo, la Limonita, la Magnetita y el Corindón. Carbonatos, que son la Calcita y la Dolomita Sulfatos, la Anhidrita y el Yeso.

En los suelos gruesos la composición mineralógica es considerada hasta cierto punto secundaria, pues no interviene para nada en su comportamiento mecánico e hidráulico. Estos dependen fundamentalmente de su densidad relativa y de la forma, tamaño y disposición de sus partículas. No obstante la mineralogía de los suelos gruesos llega a ser importante en algunos casos particulares. 1.3.2 Minerales de los Suelos Arcillosos Los minerales arcillosos son silicatos de aluminio y de magnesio hidratados en una forma cristalina de estructura relativamente complicada, que se presentan en granos extremadamente finos, de forma laminar, con superficies específicas muy grandes. La mayoría son clasificados en uno de estos tres grupos: Caolinitas, Illitas (o Ilitas) y Montmorillonitas (o Montmorilonitas); tal división se hace de acuerdo con su arreglo cristalino, y se ha encontrado que ciertas propiedades ingenieriles similares están relacionadas con minerales de arcilla que pertenecen al mismo grupo. Investigaciones mineralógicas con base en el microscopio electrónico y en difracción de rayos X muestran que los minerales de arcilla tienen una estructura tal que los átomos están dispuestos en varias capas, a la manera de las páginas de un libro. 1.3.3 Aspectos físico-químicos de las arcillas 10


Las partículas de arcilla son de forma laminar, en la cual dos dimensiones son muchísimo mayores que la tercera; son de masa muy pequeña, presentando por tanto, una gran superficie específica. Esta característica es conocida como la relación entre la superficie de las partículas por unidad de masa. Las dimensiones laterales de una partícula de Caolinita son del orden de 1000 a 20000Å, con un espesor de de 100 a 1000Å (1Å=10-4 micrones). Las partículas de Illita tienen dimensiones laterales de 1000 a 5000Å, con un espesor de 50 a 500Å. Similarmente, las partículas de Montmorillonita tienen dimensiones laterales entre 1000 a 5000Å con espesores entre 10 a 50Å. Por lo anterior, para una misma masa, La montmorillonita presentará mayor superficie específica. Las superficies específicas de la Caolinita, Illita y la Montmorillonita son del orden de 15, 90 y 800 m2/gramo respectivamente. Como consecuencia, las partículas de arcilla presentan una gran actividad superficial, que se manifiesta por una gran actividad eléctrica entre sus partículas, especialmente las montmorillonitas. En la formación de las partículas de arcilla intervienen varios tipos de fuerzas: 1. Unión de valencia primaria: Es la unión que se da entre átomos para formar moléculas, intercambiando electrones de sus órbitas exteriores. Es un tipo de unión muy fuerte y se da en distancias de 1 a 2 Å. 2. Unión de valencia secundaria: Se da cuando se unen átomos de una molécula con átomos de otra; son llamadas también fuerzas de Van Der Walls y son del orden de 1/100 de veces la unión de valencia primaria. Actúa en distancias mayores de 5 Å. 3. Unión Hidrógeno: Un átomo de Hidrógeno es atraído por dos átomos; actúa en distancias entre 2 y 3 Å y es unas 10 veces más fuerte que la secundaria. 4. Unión Catiónica: Cuando un catión (Na+, Ca++, K+, etc.) es atraído por dos moléculas cargadas negativamente. Es similar a la de hidrógeno pero mucho menos fuerte e inestable. 5. Unión Coulombica (Electrostática): Ocurre entre todas las partículas cargadas eléctricamente. Dependen de la naturaleza del medio que separa a las partículas. Si es agua, dependerá de las concentraciones iónicas que en ella 11


existan.

1.3.3.1 Estructuras de las arcillas Se tienen dos unidades estructurales básicas de los minerales de arcilla: la "unidad tetraédrica" y la "unidad octaédrica". Una unidad tetraédrica consta de un átomo central de silicio rodeado por 4 átomos de oxígeno dispuestos en los vértices de triángulos equiláteros; a esta unidad se le conoce como "Molécula sílica". Un cierto número de moléculas sílica pueden combinarse para formar una lámina de sílice o la sílica. (Ver Fig. 1.1 y 1.2)

O -2 Si +4 3O -6

Figura 1.1 Representación Esquemática de una Molécula Sílica

4 O -8 4 Si +16 6 O -12

Figura 1.2 Representación de la formación de una Lamina Sílica Representación simbólica de una lámina sílica

La unidad octaédrica consta de un átomo central de Aluminio o Magnesio por encima y por debajo del cual están dispuestos los iones oxígeno e hidroxilo, formando un cristal de forma octaédrica. Si el átomo central es de Aluminio, se tendrá una unidad octaédrica de aluminio; si lo fuera de Magnesio, se tendrá una unidad octaédrica de magnesio. (Véase Fig. 1.3) 12


3OH -3 1Al +3 3OH -3

Figura 1.3 Representación Esquemática de una Unidad Octaédrica

La unión de 4 unidades octaédricas de Aluminio produce una lámina de alúmina hidratada llamada Gibsita. (Ver Fig. 1.4)

6OH -6 4 Al +12 6OH -6 Figura 1.4 Representación de la formación de una lamina de Gibsita

G

Representación simbólica de una Gibsita

La unión de 6 unidades octaédricas de Magnesio dará una lámina de magnesio hidratada llamada Brucita.(Ver Fig. 1.5) 6OH -6 6 Mg +12 6 OH -6 Figura 1.5 representación de la formación de una lamina de Magnesio

Tanto la Gibsita como la brucita son eléctricamente neutras y existen en la naturaleza como tales. En la figura No.2 se da una secuencia de la formación de 13


estas láminas. Formación de la Caolinita. La estructura básica de los minerales de este grupo está constituida por la unión de una lámina de alúmina hidratada (Gibsita) sobre una lámina de sílice; esta unión es tanto de valencia como iónica, por tanto muy fuerte, con la cual se tiene una capa eléctricamente neutra del mineral caolinita; esta combinación se repite indefinidamente. Arreglos diferentes dan lugar a distintos minerales arcillosos con la misma fórmula general del mineral caolinita. (Véase figura 1.6) Minerales del grupo de las caolinitas son: la Caolinita propiamente dicha, la Dickita, la Nacrita, la Haloisita, la Endellita, el Alófano y la Anauxita. La estructura de las caolinitas hace que las arcillas constituidas por ellas no sean expansivas, ya que el agua no puede entrar en sus retículos; tales arcillas son moderadamente plásticas y tienen una permeabilidad mayor y un coeficiente de fricción interna mayor que las que contienen minerales arcillosos de otros grupos. 6 OH -6

G

4 Al +12

G

4O+2OH-10

S

4 Si +16

S G S

6 O -12

Figura 1.6 Representaciones Esquemática y Simbólica de la formación de la caolinita

Debe mencionarse especialmente el mineral Haloisita que, aunque tiene la misma fórmula del caolín, contiene moléculas extra dentro de su estructura, por lo cual puede presentarse en partículas de forma cilíndrica hueca, en tanto que las del caolín son de forma aplanada. Formación de la Montmorillonita. La estructura básica de los minerales de este grupo está formada por una lámina de magnesia hidratada (brucita) o de alúmina hidratada (gibsita) colocada entre dos láminas de sílice, lo cual da una capa del mineral Montmorilonita, que se repite indefinidamente. En la unión entre las distintas capas de montmorillonita ocurre un fenómeno llamado "substitución isomorfa", el cual consiste en la substitución de un átomo por otro. 14


Puede presentarse la substitución de un átomo de Al+++, por uno de Fe++ o Mg++ y queda con una carga residual negativa. Si el agua presente en el medio contiene cationes tales como Na +, Ca++ o K+, estos son atraídos para satisfacer la carga negativa resultante. La unión catiónica en la Montmorillonita depende del tipo de catión presente, pero por lo general es débil, razón por la cual el agua puede penetrar fácilmente entre las láminas, ocasionando que se separen. Por lo anterior, los suelos que contengan cantidades considerables de montmorillonitas presentan características muy importantes de expansión. Junto con las características de ser expansivas, las arcillas montmorilloníticas presentan mucha plasticidad. Cuando se secan después de estar saturadas se produce retracción considerable con el consiguiente agrietamiento. Entre los minerales arcillosos, los que tienen más bajo coeficiente de fricción interna y más baja permeabilidad son los de este grupo. En la figura 1.6 se muestran las representaciones esquemáticas y simbólicas de la formación de las arcillas. Minerales del grupo de las Montmorillonitas son: a) Montmorilonita propiamente dicha, la Beidellita, la Nontronita, la Hectorita, la Saponita, la Sauconita, el Talco y la Pirofilita.

6 O -12 4 Si +16 4 O+2OH -10 4 Al -12 4 O+2OH -10 4 Si +16 6 O -12

S G S +

+

S G S

+

Ca, Na, K

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S G S +

+

+

Ca, Na, K

S G S Figura 1.6 Representaciones esquemática y simbólica de la formación de la Montmorillionita

Algunos de estos alumino-silicatos hidratados tienen en su estructura elementos como el magnesio y el hierro. Existen unos suelos conocidos como bentonitas, que se forman por lo general a partir de la meteorización de cenizas volcánicas. Son unas arcillas montmorilloníticas de grano tan fino que al tacto en estado húmedo se experimenta una sensación como de jabón; son altamente plásticas y expansivas y tienen en ingeniería empleos como los de impedir las fugas en depósitos y canales.

Formación de la Illita. La estructura de las illitas son también formadas de tres láminas como la de las montmorillonitas: una lámina de alúmina hidratada está colocada entre dos láminas de sílice. Pero además existen iones de potasio presentes entre las láminas de cristales adyacentes, lo que produce ligaciones más firmes entre las láminas que en las montmorilonitas. En consecuencia, las illitas no se expanden tanto como las montmorillonitas al absorber agua, aunque sí más que las caolinitas. Sus coeficientes de fricción interna, así como su permeabilidad, son más altos que en las montmorillonitas y menos que en las caolinitas. Otros minerales arcillosos no clasificados en ninguno de los tres grupos anteriores son los siguientes: la Atapulgita, la glaucomita, la Sepiolita, Clorita, la Sericita, la Diáspora y la Vermiculita.

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CARACTERISTICAS Y ESTRUCTURAS DE LAS PARTÍCULAS DE SUELO

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2 CARACTERÍSTICAS Y ESTRUCTURAS DE LAS PARTÍCULAS DE SUELO

Como se mencionó en capítulos anteriores, el suelo es un sistema de partículas y cada una de ellas puede tener formas y tamaños diferentes y entre ellas formar diferentes tipos de estructuras. 2.1 FORMA DE LAS PARTÍCULAS Las partículas que forman los suelos granulares tienen en general formas equidimensionales, bastante regulares como esféricas y cúbicas, cuando son de arenas, gravas o limos, pero en las arcillas la forma más común de las partículas es de lámina aplanada (Figura 2.1), aunque también se encuentran partículas cilíndricas y aciculares.

LAMINAR

ACICULAR

Figura 2.1 Formas de las partículas de arcilla

2.2 ESTRUCTURAS DE LOS SUELOS 2.2.1 Estructura de los suelos gruesos Las partículas de los suelos gruesos (granulares) adoptan arreglos sencillos, donde la fuerza que predomina en la disposición de las partículas es la de la gravedad. Cada una de las partículas tiene varios puntos de apoyo sobre las otras. A este tipo de arreglos se les denomina “Estructura Simple”. El comportamiento mecánico e hidráulico de un suelo de estructura simple, queda definido principalmente por dos características: su Compacidad relativa y la Orientación de las partículas, entendiéndose por Compacidad, el grado de acomodo alcanzado por las partículas del suelo, dejando más o menos vacíos entre ellas. En suelos muy compactos el grado de acomodo

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de las partículas de suelo es alto, provocando de esta manera una disminución en el volumen de sus poros y la capacidad de deformación bajo una carga aplicada al conjunto. En los suelos poco compactos el grado de acomodo es menor, aumentando así el volumen de vacíos y la capacidad de deformación del suelo. Para tener una idea de la compacidad alcanzada por un suelo de estructura simple, considérese un suelo ideal conformado por partículas esféricas de un mismo tamaño. Visto de frente, perfil o planta, los estados más suelto y más compacto posibles de tal conjunto son los mostrados en la figura 2.2.

Figura 2.2. Compacidad de un conjunto de esferas iguales Los valores de n ( porosidad) y e ( relación de vacíos), resultan fáciles de calcular para cada uno de los estados. Para el caso mostrado, la relación de vacíos varía entre 0.91 para el estado más suelto y 0.35 para el más compacto. La porosidad, entre tanto, varí entre 47.6% y 26.0%. Para medir la compacidad de un manto de estructura simple, Terzaghi introdujo una relación empírica, determinable en laboratorio, llamada Compacidad Relativa (Cr) o Densidad Relativa (Dr), la cual es calculada en función de la relación de vacíos del suelo mediante la expresión:

C r (%) = Dr (%) =

emáx − enat emáx − emin

En donde: emáx = relación de vacíos correspondiente al estado más suelto del suelo. e min = relación de vacíos correspondiente al estado más compacto del suelo. enat = relación de vacíos de la muestra en estado natural.

No es fácil determinar la orientación de las partículas en una masa de suelo, pero sin duda, la permeabilidad del suelo varía, según el flujo sea

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normal o paralelo a ella. Igualmente una organización u orientación de partículas puede permitir mayores contactos en una u otra dirección, lo cual da como resultado una mayor capacidad de fricción hacia la dirección de mayores contactos. En el mismo sentido, la orientación puede ser determinante en la deformabilidad de los suelos granulares, la cual se da normalmente por reacomodamiento de partículas o por distorsión elástica de la masa. En todo caso, las estructuras simples de los suelos granulares son de baja a muy baja compresibilidad, aunque puede observarse que las estructuras más compactas son menos compresibles que las sueltas. 2.2.2 Estructura de los suelos finos En los arreglos de partículas de arcilla, debido al escaso tamaño y peso de las partículas y a su forma, predominan principalmente las fuerzas de atracción eléctricas entre ellas. Las partículas de arcilla poseen en general cargas eléctricas negativas en sus caras y cargas positivas en los bordes, por lo que al acercarse dos partículas, estas se repelen y solamente se generarán contactos borde-cara, lo que da origen a ciertas estructuras particulares. Basado en esta concepción, se aceptan varias hipótesis sobre la estructuración de los suelos finos. Terzaghi presentó inicialmente las conocidas con nombres de panaloide y floculenta.

La estructura panaloide, se considera típica de suelos con tamaño de granos de 0.02mm o un poco menores que se depositan en agua o aire y en las cuales la acción de las fuerzas gravitacionales es menos importante que las fuerzas eléctricas. Estos forman pequeños arcos con cadenas de partículas, tienen grandes relaciones de vacíos y pueden soportar cargas estáticas, sin embargo no pueden soportar cargas pesadas debido a que la estructura se rompe resultando así grandes asentamientos, en fin se puede decir que es una estructura colapsable. (Figura 2.3)

Figura 2.3 Estructura Panaloide

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La estructura floculenta, se considera típica de partículas de tamaño mucho menor de diámetros de 0.02mm, las cuales no se sedimentarían por si solas, debido a su escaso peso y al llamado movimiento Browniano. Para sedimentarse, estas partículas se unen con otras para formar grumos, de mayor peso, formando especies de panales pequeños, los cuales al depositarse formarían una estructura de panales depositado en medios marinos o lagos, a muy baja velocidad, con lo cual se obtienen suelos de alta porosidad, alta compresibilidad, muy baja resistencia y las uniones son electrostáticas (Figura 2.4).

Figura 2.4 Estructura Floculenta Dentro de este grupo de estructuras, A. Casagrande incluyó la estructura compuesta, en la cual considera que las partículas que se sedimentan no tienen necesariamente el mismo tamaño y que por lo tanto el producto final es una estructura formada por partículas de arcilla, grumos de arcilla más pequeñas, partículas de limo, etc. En épocas mas recientes se han introducido como fundamentales los conceptos de floculación y dispersión. Las partículas de arcilla poseen en general cargas eléctricas negativas en sus caras y cargas positivas en los bordes, por lo que al acercarse dos partículas, estas se repelen y solamente se generaran contactos borde – cara, lo que da origen a estructuras del tipo “castillo de naipes” o “floculada”. Otro arreglo que se puede dar en las partículas laminares es el denominado “estructura dispersa” , donde no hay contacto entre las partículas, sino que estas se mantienen separadas por la repulsión generada por las cargas eléctricas del mismo signo en las caras de las partículas de arcilla. Aunque es lógico pensar en estructuras intermedias solamente se emplearan los términos “floculada” y “dispersa” para describir en forma general el tipo de arreglo de las partículas.

20

GRANULOMETRIA

UNIDAD

3 GRANULOMETRÍA La distribución por tamaño de las partículas de un suelo, es uno de los primeros aspectos a considerar en la determinación de las propiedades mecánicas de un suelo. La granulometría o distribución granulométrica de un suelo, es el fraccionamiento del mismo en diferentes porciones según el tamaño de las partículas. Estas fracciones se separan haciendo uso de mallas o tamices de diferentes aberturas (granulometría por escribado o tamizado) y en partículas de grano muy fino empleando procedimiento de mayor complejidad como medir el peso específico de una suspensión de suelo a diferentes tiempos y a distintas profundidades (granulometría por medio del hidrómetro). 4.1 GRANULOMETRÍA POR CRIBADO O TAMIZADO El análisis granulométrico por tamizado tiene por objeto la determinación cuantitativa de la distribución de tamaños de partículas de un suelo . En este ensayo se emplean diferentes mallas o tamices, las que se denominan por el tamaño de su abertura en pulgadas o por el número de aberturas que hay por pulgadas de malla. A continuación se presentan las más usadas.

21

GRANULOMETRIA

MALLA O TAMIZ 3” 2” 1 ½” 3/4” ½” 3/8” N° 4 N° 8 N° 10 N° 20 N° 40 N° 60 N° 100 N° 200

ABERTURA EN [ mm] 76.20 50.80 38.10 19.10 12.70 9.52 4.76 2.38 2.00 0.84 0.42 0.25 0.149 0.074

El procedimiento para determinar la granulometría de un suelo se describe en la norma I . N . V . E –123 “ ANALISIS GRANULOMETRICO DE SUELOS POR TAMIZADO ”, Esta norma describe el método para determinar los porcentajes de suelo que pasan por los distintos tamices de la serie empleada en el ensayo , hasta el de 75 µm ( No .200). Este ensayo consiste en términos generales en secar una muestra de suelo, conocer su peso y proceder a dividirlo en diferentes fracciones por medio de una serie de tamices, empezando por los de mayor abertura, en algunas veces, ayudando su paso por el tamiz Nº 200 mediante lavado con agua. Finalmente se determina el peso seco de las partículas retenidas en cada tamiz y se calcula el porcentaje de cada fracción respecto al peso inicial.

4.1.1 Proceso de cálculo Con respecto al peso total se determina el porcentaje retenido en cada uno de los tamices y se calculan el retenido acumulado y el porcentaje de material que pasó por cada malla. A continuación se muestra en la tabla Nº 1 los resultados obtenidos luego de practicarle un ensayo de granulometría por tamizado a un suelo en el laboratorio:

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GRANULOMETRIA

TAMIZ O MALLA

PESO RET (gr)

% RETENIDO

3/4 " Nº 4 Nº 10 Nº 40 Nº 100 Nº 200 Fondo SUMA

0 125.3 185.45 254.35 370.34 358.45 785.23 2079.12

0 6.03 8.92 12.23 17.81 17.24 37.77 100.0

% RETENIDO ACUMULAD O

% PASA

0 6.03 14.95 27.18 44.99 62.23 100.00

100 93.97 85.05 72.82 55.01 37.77 0.0

Tabla Nº 1. Ejemplo de cálculo de granulometría

La distribución granulométrica suele representarse en forma gráfica en un eje de coordenadas, con el tamaño de las partículas, en las abscisas y los porcentajes que pasan en las ordenadas; en la figura 3.1 se puede observar la curva granulométrica del anterior ejemplo de cálculo de granulometría. El tamaño de las partículas se representa en escala logarítmica, para conseguir una gráfica donde los tamaños finos no queden muy comprimidos.

CURVA GRANULOMETRICA

100 90

% QUE PASA

80 70 60 50 40 30 20 10 0 100

10

1

0.1

0.01

DIAMETRO EN mm

Figura 3.1 Representación grafica de la granulometría

23

GRANULOMETRIA

La forma de la curva da idea de la distribución de tamaños de las partículas en el suelo. Una curva vertical indica un suelo de un solo tamaño de partículas (suelo uniforme) y una curva muy tendida indicará gran variedad de tamaños (suelo no uniforme). Como medida de la uniformidad de tamaños de un suelo Hazen propuso el coeficiente de uniformidad (Cu):

Cu = D60 / D10 Donde: D60 = tamaño por debajo del cual quedan las partículas que pesan el 60% del peso total del material. D10 = tamaño por debajo del cual quedan el 10% del peso total del material, llamado por Hazen “Diámetro efectivo” Los suelos con Cu menor de 3 se consideran muy uniformes. El coeficiente de curvatura (Cc) es otro parámetro que ayuda a determinar la uniformidad de un suelo:

Cc = (D30)² / (D60 * D10) Donde: D30 = tamaño por debajo del cual queda el 30% del material En suelos con cantidades apreciables de partículas de diferentes tamaños el Cc está entre 1 y 3. Siguiendo el ejemplo calcularemos uniformidad del anterior suelo.

los

coeficientes

de

curvatura

y

Con base en la curva granulométrica de la figura 3.1 calculamos los diámetros correspondientes al 10%, 30% y 60% de las partículas que pesan dicho % del peso total del material. D10 = 0.28 mm D30 = 0.7 mm D60 = 2.25 mm Reemplazando en las ecuaciones anteriores tenemos Cu = D60 / D10 Cc = (D30)² / (D60 * D10) Cu = 2.25/0.28 = 8.04 Cc = (0.7)² / (2.25 * 0.28) = 0.777

24

PLASTICIDAD

UNIDAD

4 PLASTICIDAD Se denomina plasticidad a la propiedad que tienen algunos materiales de soportar deformaciones rápidas, sin rebote elástico, sin variar su volumen en forma apreciable y sin desmoronarse o agrietarse.

4.1 ESTADOS DE CONSISTENCIA DE LOS SUELOS Los suelos “finos” pueden variar su estado de consistencia dependiendo del contenido de humedad, desde un estado sólido, cuando esta seco hasta un estado líquido cuando contiene gran cantidad de agua. Los estados de consistencia en los que se puede encontrar un suelo pueden ser:

Estado de consistencia Aumenta la humedad

Aumenta la consistencia

ESTADO LÍQUIDO ESTADO SEMILIQUIDO ESTDO PLASTICO

En el estado sólido el volumen del suelo no varía con el secado. En el estado semisólido el suelo tiene apariencia de sólido y su volumen varía cuando se seca. En estado plástico el suelo se comporta plásticamente y en estado líquido el suelo tiene la apariencia y las propiedades de una suspensión.

4.2 LIMITES DE ATTERBERG Los contenidos de agua que están en la frontera o límite entre dos estados de consistencia fueron definidos por Atterberg como: 25

PLASTICIDAD

Limite líquido (LL): Un suelo con contenido de agua o humedad por debajo del límite líquido se encuentra en estado plástico y con humedad superior se encuentra en estado líquido. Cuando un suelo fino tiene contenido de agua igual al límite líquido, su resistencia al corte es de 25 gr/cm2. Para determinar el valor del límite líquido, se emplea la copa de Casagrande, que es un recipiente en que se coloca el suelo con un contenido de agua y se hace una ranura de sección trapezoidal (Figura 4.1) para luego golpear contra una base, dejando caer la copa una altura de 1 cm., tantas veces como sea necesario para que la ranura se cierre a lo largo de 1/2 pulgada. El valor del límite líquido será la humedad para la cual fue necesario golpear 25 veces para que la ranura se cerrara. Para encontrar el valor del límite líquido se encuentra el número de golpes para 3 o 4 contenidos de agua y en una gráfica se interpola el valor de la humedad para 25 golpes, Véase figura 4.2.

Figura 4.1 Copa de

Casagrande

CONTENIDO DE AGUA EN %

86 84 82 80 78 76 74 72 1

10 NUMERO DE GOLPES

100

25

Fig. 4.2. Curva de Determinación del Límite Líquido

La pendiente de la recta de la figura 4.2. Se conoce como índice de Fluidez y da idea de la variación de la resistencia del suelo con la variación de humedad. Cuando la pendiente es baja (recta casi horizontal) la variación de resistencia es apreciable con pequeños cambios de humedad; si la pendiente es fuerte se necesita un cambio drástico en humedad para producir cambios en la resistencia del suelo.

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PLASTICIDAD

Limite plástico (LP): Humedad por encima de la cual el suelo está en estado plástico y por debajo de ella está en estado semisólido o sólido. Para determinar el valor del límite plástico se amasan rollitos de suelo que van perdiendo humedad por contacto con la superficie de amasado. Cuando los rollitos son de diámetro 3 mm y empiezan a agrietarse, el suelo se encuentra en el límite plástico y entonces se procede a determinar el contenido de agua o humedad. Limite de contracción (LC): Humedad por debajo de la cual un suelo está en estado sólido y por encima está en estado semisólido. Para determinar el límite de contracción de un suelo fino, se seca una muestra de suelo u se determina su peso y volumen. La humedad que sature esta muestra de suelo será el valor límite de contracción.

Límite

Estado de consistencia W= 0

WLC

WLL

WLP

ESTADO

ESTADO

SÓLIDO

SEMI-SÓLIDO

ESTADO

ESTADO

PLASTICO

SEMI-LÍQUIDO

IP Índice de plasticidad: IP = LL – LP Índice de compresión: Cc = 0.009*(LL - 10) Actividad: A = IP % < 0.002 mm Consistencia relativa: Cr = (LL – Wnat) / LP Índice de liquidez: IL = (Wnat – LP) / IP

4.3 INDICE DE PLASTICIDAD ( IP) El índice de plasticidad mide la magnitud del intervalo de humedades, en que el suelo se comporta plásticamente. Se puede calcular como la diferencia entre el límite líquido y el límite plástico. 27

PLASTICIDAD

IP = LL – LP

CLASIFICACIÓN DE LOS SUELOS SEGÚN SU ÍNDICE DE PLASTICIDAD TÉRMINO USADO No plástico Ligeramente plástico Medianamente plástico Muy plástico

IP 0-3 4 – 15

RESISTENCIA EN ESTADO SECO Muy baja Ligera

15 – 30 > 30

ENSAYO DE CAMPO Se desmorona fácil Tritura fácil con los dedos

Mediana

Difícil triturar con los dedos

Alta

Imposible triturar con los dedos

4.4 INDICE DE LIQUIDEZ ( IL) Este indica la proximidad de la humedad natural del suelo al valor límite líquido. Se calcula como: IL = (Wnat – LP) / IP Si el valor del índice de liquidez es superior a 1.0, el suelo se encuentra en estado líquido. A continuación se muestran algunas tablas de clasificación de suelos según sus propiedades:

CATEGORIAS DE LOS SUELOS POR INDICE DE COMPRESIÓN COMPRESIBILIDAD Baja Media Alta

INDICE DE COMPRESIÓN (Cc) 0.00 - 0.19 0.20 – 0.39 > 0.40

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PLASTICIDAD

CLASIFICACIÓN DE LOS SUELOS POR SU VALOR DE ACTIVIDAD ACTIVIDAD Baja (Inactivas) Media (Activas) Alta (Muy activas)

A < 0.5 0.5 – 1.25 > 1.25

CAMBIOS VOLUMETRICOS Nulos o bajos Medios Altos a muy altos

CONSISTENCIA RELATIVA Cr 0.00 – 0.25 0.25 – 0.50 0.50 – 0.75 0.75 – 1.00

CONSISTENCIA Muy blanda Blanda Media Rígida

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Origen y formación de suelos

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