des Caracteristicas de Los Suelos

8/3/2019 des Caracteristicas de Los Suelos

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INTRODUCCIN A ALGUNASINTRODUCCIN A ALGUNASINTRODUCCIN A ALGUNASINTRODUCCIN A ALGUNAS

PROPIEDADES FUNDAMENTALESPROPIEDADES FUNDAMENTALESPROPIEDADES FUNDAMENTALESPROPIEDADES FUNDAMENTALES

DE LOS SUELOSDE LOS SUELOSDE LOS SUELOSDE LOS SUELOS

Ing. Julio Roberto NadeoGRUPO MECANICA DE SUELOS Y

ROCASFACULTAD REGIONAL LA PLATA

U.T.N.

Ing. Augusto Jos LeoniLABORATORIO DE MECANICA DE

SUELOSFACULTAD DE INGENIERIA

U.N.L.P


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Contenido1 Introduccin 3

1.1 Formacin de Suelos 31.1.a Erosin in situ 41.1.b Erosin por transporte 41.1.c Erosin qumica 51.2 Suelo como elemento estructural 6

2 Propiedades fsicas 82.1 Propiedades de las partculas de suelo 82.2 Pesos especfico 82.3 Tamao 82.4 Forma y caractersticas mineralgicas 102.5 Rugosidad 11

3 Actividad de las partculas de arcillas 113.1 Conceptos fsico qumicos 113.2 Capacidad de cambio 133.3 Doble capa difusa 143.4 Propiedades fsicas 15

4 Propiedades de los agregados 184.1 Influencia del tamao 184.2 Influencia de la forma y de las caractersticas mineralgicas 204.2.1 Suelos no cohesivos 204.2.2 Suelos cohesivos 25

5 Estructuracin de los suelos 345.1 Estructura Simple 355.2 Estructura Panaloide 375.3 Estructura Floculenta 385.4 Estructuras Compuestas 395.5 Estructura en Castillo de Naipes 415.6 Estructuras dispersas 42

6 El agua en los suelos 436.1 Procedencia del agua en los suelos 43

6.2 Diversas formas del agua en el suelo 446.3 Agua libre 456.4 Agua capilar 46

7 Fenmeno capilar y proceso de contraccin 467.1 Tensin superficial, generalidades 467.2 Angulo de contacto 497.3 Ascensin capilar 517.4 Efectos capilares 547.5 Proceso de contraccin en los suelos finos 577.6 Accin capilar y cohesin aparente 59

8 Bibliografa 62


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1. INTRODUCCIONLa corteza terrestre est compuesta por dos tipos de materiales que genricamente se

denominan roca y suelo. La mecnica de Suelos como su nombre lo indica, se dedica al

estudio de la segunda categora, y naturalmente, es necesario algn ndice que sirva de

elemento separador para poder entender de que se trata cuando hablamos deroca y desuelo.El problema no es sencillo, porque la naturaleza no da productos que se diferencien

netamente, sino que dichos productos recorren toda la gama sin que exista ninguna

divisin neta. Por eso, la separacin entre suelo y roca no es fcil de hacer en la

prctica.

El libro de Terzaghi-Peck (Mecnica de suelos en la Ingeniera Prctica) define el suelo

diciendo que es un conglomerado de partculas unidas por fuerzas cohesivas depoca potencia, y planta despus el interrogante sobre cuales son las fuerzas cohesivasde poca potencia, llamando fuerzas cohesivas de poca potencia a aquellas que pueden

contrarrestarse por una accin mecnica poco intensa, como ser agitacin en agua. De

manera que el lmite de separacin entre uno y otro elemento que forman la corteza no

es simple.

En realidad, el problema no tiene mucha importancia porque, en definitiva, las leyes de

la mecnica de suelos son tambin aplicables a las rocas que tienen poco poder cohesivoy las leyes de la mecnica de rocas son aplicables a los suelos que tienen mucho poder

cohesivo, de manera que pueden utilizarse indistintamente.

Por lo tanto, en Mecnica de Suelos, vamos a tratar los casos que no merecen ninguna

duda, es decir, aquellos formados por elementos de la corteza terrestre que son

fcilmente disgregables.

1.1.Formacin de los suelosFundamentalmente, en la formacin de los suelos como descomposicin de la roca

madre, podemos diferenciar en grandes rasgos laErosin o Degradacinque a su ves puede ser Fsica como tambin Qumica.

Dentro de estas acciones debemos saber que la primera solamente dar como productor

granos de gravas arenas o limos, ya que para las arcillas se requiere de transformaciones

qumicas.

Dentro de los efectos producidos por la erosin fsica, podemos diferenciar adems dostipos, a saber:


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1.1.a) Erosin in-situa-1) Cambios de temperaturaLos efectos del sol en la superficie de la roca actuando sobre la misma durante varias

horas del da, hace que la temperatura de la misma se incremente en varios grados y que

dicha temperatura adems penetre en la masa rocosa. Posteriormente cuando cae el sol

la temperatura de la superficie baja en forma brusca, haciendo que entre la parte

superficial de la misma y la parte interna, se produzcan un gradiente de temperatura que

dilata la roca en distintas magnitudes generando esfuerzos internos de gran magnitud

que por una accin repetitiva (varios aos) fatiga a la roca y finalmente la rompe.

a-2) Crecimiento de cristalesOtra de las acciones que se producen en las rocas agrietadas, o microfisuradas es la

penetracin del agua libre que luego por la accin de un cambio de temperatura puede

congelarse, provocando grandes esfuerzos de compresin en la grieta que la contiene,

logrando con ello ensanchar y desgastar a las paredes de la misma.

a-3) Tensiones de la corteza terrestreOtra de las acciones que suelen ocurrir en la corteza terrestre, y que pueden derivar en la

formacin de partculas de menor tamao, son todos los movimientos que se generantales como los terremotos y que, adems, provocan la formacin de diaclasas,

plegamientos, etc.

a-4) Efectos de la gravedadRotura y desprendimientos de macizos rocosos sin contencin lateral, que son

arrastrados por accin de la gravedad cayendo de alturas considerables y que por efectos

del golpe generan partculas de menor tamao.

1.1.b) Erosin por transporte La erosin por transporte, tiene una importancia fundamental en la formacin de suelos,

la misma, adems, resulta como la accin repetitiva de muchos aos (miles) sobre la

misma partcula hasta que la misma se deposita en lo que nosotros imaginamos como

disposicin final y que sin duda en un futuro, tal ves muy lejano, cambiar.

Dentro de la erosin por transporte podemos mencionar:- Al agua como transporte fluvial y/o martimo.


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- Al vientocon su accin de transporte elico- A losglaciarescon su accin de transporte y de grandes presiones

Descomposicin qumica o por temperatura

Transporte por gravedad

Pi de Monte Fragmentos segregados de bloques

Tranporte Elico

Transporte Fluvial

roca mezclados con gravas, arena y arcillas

1.1.c Erosin qumica:La erosin qumica es la gran generadora de suelos finos y fundamentalmente de las

partculas de arcilla. Dentro de este tipo de accin podemos mencionar a las siguientes:

c 1) Hidratacin:Resulta como consecuencia de la adicin de agua a un compuesto qumico para formar

como conclusin otro compuesto qumico, por ejemplo si a la Anhidrita le

adicionamos agua habremos formado el yeso con un incremento de volumen de 1 a 1,6

veces y desarrollando presiones del orden de los 20 kg/cm2

si impedimos el aumento devolumen.

c 2) Hidrlisis:Es la descomposicin qumica de una sustancia por medio del agua, se produce como

efecto de que el agua libre, de los climas tropicales de intensa pluviosidad, donde las

rocas estn formadas fundamentalmente de Silicatos y Oxidos de Fe y Al, el agua libre

afloja la ligazn con estos elementos y provoca su descomposicin.


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c 3) Disolucin:An cuando la Disolucin es un fenmeno fsico, en la erosin de los suelos y rocas,

acta casi siempre acompaado de una importante combinacin y transformacin

qumica, por lo tanto, se lo encuadra en este tipo de fenmenos.

Si bien las formaciones calcreas (roca caliza) son en general poco solubles en agua,

(0,065 gr/litros) cuando en el agua de contacto est presente al anhdrido carbnico, el

carbonato de calcio es disuelto lentamente en forma de bicarbonato de calcio que puede

llegar a una concentracin en agua de 160 gr/litros.

c 4) OxidacinLa oxidacin que sufren los xidos ferrosos liberados debido a la hidrlisis, los lleva a

transformarse en xidos frricos.

Una evidencia de este accionar se da en la erosin qumica que sufren los basaltos que

primeramente se descomponen enSaprolitos de color amarillo y posteriormente por una fuerte oxidacin debido al oxgeno disuelto que aportan las lluvias, se transforman

en Lateritas con un fuerte color rojo.

1.2. Suelos, como elemento estructural

La mecnica del suelo forma parte de la teora de las estructuras. En general, seacostumbra a proyectar las estructuras en el esquema simple de que la misma comienza

a nivel del suelo de fundacin, olvidndose de la parte inferior.

Pero en realidad la estructura est constituida no solo por la parte superior, sino tambin

por la que se encuentra debajo, y sta debe dimensionarse como parte integrante de la

misma, para que resista de manera similar.

El material de fundacin es el determinante de aquellos dislocamientos (movimientos

diferenciales) que se adoptaron para la determinacin de los esfuerzos adicionales en losclculos realizados en Teora de las Estructuras, resultantes de los asentamientos

provocados por la deformacin del suelo.

Cuando se proyecta una estructura es necesario analizar las condiciones de los suelos.

Estrictamente, nos interesan las propiedades hidrulicas y las mecnicas: resistencia y

deformabilidad, y las propiedades fsicas.

Por ejemplo, laresistenciano permitir dimensionar las bases con un cierto coeficiente

de seguridad a la rotura, ladeformabilidad indicar cual ser la magnitud de losdislocamientos a tener en cuenta a travs del tiempo.


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El ingeniero utiliza el suelo en las condiciones en que se encuentra en la naturaleza, o

bien como materia prima o como material de construccin, y con esa materia prima

fabrica un material nuevo (Suelo cal, Suelos cemento, Terraplenes, Diques de materiales

sueltos, etc).

Las propiedades de ese material nuevo, o mas bien, la utilidad potencial de la materia

prima para producir ese material nuevo de caractersticas determinadas, est ligado, por

la experiencia, a las propiedades fsicas de los suelos. Dicho de otra manera: si se ha

empleado un suelo de determinadas caractersticas fsicas del cual se conoce, por

ejemplo, su comportamiento mecnico, se puede, entonces, predecir que utilizando otros

suelos de las mismas propiedades fsicas, se obtendrn comportamientos similares.

Un tercer propsito no menos importante que los anteriores, se sirve de laspropiedadesfsicas. En fundaciones y mecnicas de suelo, mas que en cualquier otra rama de laingeniera civil, es necesaria laexperienciapara actuar con xito. El proyecto de lasestructuras comunes fundadas sobre suelos, o de aquellas destinadas a retener suelos,

debe necesariamente basarse en modelos matemticos que funcionan en entornos muy

definidos, as que stas pueden ser utilizadas con propiedad, solamente por el ingeniero

que posee un bagaje suficiente de experiencia.

Las obras de mayor envergadura, con caractersticas poco comunes, suelen justificar la

aplicacin de mtodos cientficos en su proyecto pero, a menos que el ingeniero a cargode las mismas posea una gran experiencia, no podr preparar inteligentemente el

programa de ensayos requeridos ni interpretar sus resultados en la forma debida.

Como la experiencia personal no llega nunca a ser lo suficientemente extensa, el

ingeniero se ve muchas veces obligado a basarse en informes sobre experiencias ajenas.

Si estos informes contienen unadescripcin adecuadade las condiciones del suelo, losmismos constituyen una fuente estimable de conocimientos de otro modo, pueden

conducir a conclusiones totalmente errneas.Por esta razn, uno de los principales propsitos perseguidos para reducir los riesgos

inherentes a todo trabajo con suelos, ha consistido en buscar mtodos para diferenciar

los distintos tipos de suelos de una misma categora. Las propiedades fsicas en que se

basa dicha diferenciacin se conoce con el nombre depropiedades ndice. La naturaleza de cualquier suelo puede ser alterada si se lo somete a un tratamiento

adecuado. Por ejemplo, una arena suelta puede transformarse en densa si se la vibra

adecuadamente. Por eso, el comportamiento de los suelos en el terreno depende no slode las propiedades significativas de los granos de su masa, sino que tambin de aquellas


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propiedades que tiene su origen en el acomodamiento de las partculas dentro de la

misma. De ah que resulta conveniente dividir las propiedades ndices en dos clases:

propiedades de los granos del sueloy propiedades de los agregados del suelo.

2.- PROPIEDADES FISICAS2.1. Propiedades de las partculas de suelo:Las propiedades fsicas de la partcula de suelo son las siguientes:

- Peso especfico

- Tamao

- Forma

- Caractersticas mineralgicas

- Rugosidad

2.1 Peso especfico:La parte slida de los suelos est constituida por partculas dispuestas de una manera

determinada, formando un cierto tipo de estructura porosa dentro de la masa. El anlisis

de las partculas del suelo demuestra que su peso especfico vara poco (para arenas:

2,65 kg/dm3 y para arcillas vara entre 2,5 y 2,9 kg/dm3), excluyendo los suelos raros

como los orgnicos y otros que contienen diatomeas o diatomicas. Luego, la variacindel peso especfico de las partculas contenidas en los suelos no es muy significativa, ni

en las propiedades fsicas ni en las mecnicas, para determinar el comportamiento del

suelo.

No tienen mucha importancia el valor del peso especfico sino en cuanto determina el

peso unitario de ese suelo en consideracin (Peso/Volumen) y permite mediante l,

calcular la tensin que soporta una masa de suelo a una determinada profundidad.

2.3 Tamao:Todos los suelos tienen partculas de tamao variable, es decir que dentro de la parte

slida de los suelos, hay partculas de distinto tamao.

Esto conduce de inmediato al anlisis de la composicin granulomtrica, es decir, qu

clasificacin de tamao de granos existe dentro de una masa de suelo para ver si ese

anlisis tiene alguna significacin en las propiedades del suelo.


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Vamos a adelantar que en alguna medida la tiene, sobre todo cuando el suelo constituye

materia prima para la produccin de un nuevo material y es usado como material de

construccin.

El anlisis granulomtrico se realiza separando las partculas del suelo en rangos de

tamao a travs de tamices de distintas dimensiones. En esta operacin de dividir las

partculas de suelo en tamaos, nos encontramos con una dificultad prctica, ya que

tamizar suelos por tamices inferiores al N 200 significa una complicacin ya que ste

es muy dbil y difcil de manejar. La mayora de los suelos tienen partculas mas chicas

que 74 y naturalmente, es de inters ingenierl conocer las caractersticas

granulomtricas de esta parte del suelo, desde ya entonces, podemos hacer una divisin

en este tamiz N 200 (74 ) en cuanto a los procedimientos a seguir para determinar la

granulometra completa del material.

Para las partculas superiores a los 74 se realiza el estudio de su granulometra por

tamices representando los porcentajes que pasan por cada tamiz, en funcin del

logaritmo del tamao, obtenindose as lo que se llama curva granulomtrica del

material.

Para el estudio de las caractersticas granulomtricas de la parte que pasa el tamiz N

200, no siendo prctica la utilizacin de los tamices, ni tampoco completa, es necesario

recurrir a otro procedimiento.

El procedimiento que se utiliza se basa en la ley de Stokes, quien analiz y expres en

frmulas la velocidad de descenso de esferas depositadas en un medio lquido.

Stokes demostr que esa velocidad es funcin, entre otros factores, del dimetro de la

esfera, ese dimetro se determina por el tiempo transcurrido desde el instante en que se

coloca en el recipiente.

El procedimiento slo es aproximado, entre otras cosas porque las partculas del suelo

menores de 74 no son esfricas, no tienen forma redondeada, sino que son chatas

como escamas, alargadas o tienen forma de discos. De manera que la ley de Stokes no

es estrictamente aplicable a estas partculas, pero eso tiene poca importancia, primero

porque el estudio de la granulometra para la parte mas fina de los suelos tiene

importancia secundaria para definir las propiedades fsicas y mecnicas, y en segundo

lugar, la relacin entre la curva granulomtrica y las propiedades de los suelos se ha

hecho en forma emprica utilizando para este estudio curvas granulomtricas

determinadas por medio de la ley de Stokes.


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2.4 Forma y caractersticas mineralgicas:El prximo paso en el anlisis de las propiedades de los constituyentes del suelo es,

indudablemente, elestudio de la forma y caractersticas de las partculas, para ver siellas tienen o no relacin con las propiedades de los suelos, y si esa relacin se puede

utilizar de alguna manera.

La experiencia demuestra que si se analizan las formas y caractersticas mineralgicas

de los granos de las partculas de suelo situadas por encima del tamiz N 200, se

observa lo siguiente:

Las partculas mayores del tamiz N 4 consisten en fragmentos de rocas compuestos de

uno o mas minerales y pueden ser angulares, redondeados o chatos (generalmente son

redondeados). Pueden ser sanos o mostrar signos de considerable descomposicin, ser

resistentes o deleznables.

Las partculas comprendidas entre el tamiz N 4 y el tamiz N 100 consisten en granos

compuestos (dentro de nuestra zona) principalmente por cuarzo. Los mismos pueden ser

angulares o redondeados (generalmente son redondeados). Algunas arenas contienen un

porcentaje importante de escamas de mica, que las hace muy elsticas y esponjosas.

Para las partculas por debajo del tamiz N 200 tenemos que:

Cada gramo est constituido generalmente de un solo mineral. Las partculas pueden ser

angulares, en forma de escamas y ocasionalmente en formas de agujas, y a vecesredondeadas. En general, el porcentaje de partculas escamosas aumenta en un suelodado, a medida que decrece el tamao de las fracciones del mismo.Las partculasmenores de 2 tienen principalmente forma de escamas.Observemos que en el anlisis anterior, no se habl de la forma y composicin

mineralgica de la fraccin comprendida entre otros tamices 100 y 200, y adems, para

las partculas menores que el tamiz 200 se estableci slo que la fraccin menor de 2

tena principalmente forma de escamas. Esto es lgico ya que la divisin en 74 (tamiz N 200) no est hecha en forma sistemtica y neta. Hay partculas de tamaos mayores

que el tamiz 200, que no conservan la composicin mineralgica original de la roca y

las partculas de tamaos menores del tamiz N 200 que an conservan esas

propiedades, es decir, hay una zona de interaccin en la que se pueden encontrar ambos

tipos de partculas descriptas.

El predominio de partculas escamosas en la fraccin menor de 2 de los suelos

naturales es una consecuencia de los procesos geolgicos de su formacin. La gran


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mayora de los suelos deriva de procesos qumicos debidos a la accin de los agentes

climticos sobre las rocas, los que estn constituidos, en parte, de minerales menos

estables. Los agentes climticos transforman los minerales menos estables en una masa

friable de partculas muy pequeas de minerales secundarios que comnmente tienen

forma de escamas, mientras que los minerales estables permanecen prcticamente

inalterados.

Es as como el proceso de descomposicin por los agentes climticos reduce las rocas a

un agregado consistente en fragmentos de minerales inalterados o prcticamente

inalterados, embebidos en una matriz compuesta principalmente de partculas en forma

de escamas. Durante el transporte por agua que sigue a este fenmeno, el agregado es

desmenuzado y sus elementos sujetos a impactos y al desgaste.

El proceso puramente mecnico de desgaste, no alcanza a reducir los granos duros y

equidimensionales de minerales inalterados en fragmentos menores de unos 10 .

En contraposicin, las partculas friables constituidas por minerales secundarios en

forma de escamas, aunque inicialmente muy pequeos, son fcilmente desgastadas y

desmenuzadas en partculas an menores.

2.5 Rugosidad:Esta caracterstica slo podra tener importancia, a simple vista, en el caso de las

partculas mayores que el tamiz 200.

En realidad, su importancia es secundaria dado que los granos naturales son por lo

general igualmente rugosos. No obstante, se podra fabricar especialmente una arena de

piedra partida, en cuyo caso s habra diferencias de comportamiento.

La naturaleza se ha encargado de uniformar la rugosidad de los granos, de manera que

esta propiedad no tenga importancia significativa.

3.- ACTIVIDAD DE LAS PARTICULAS DE ARCILLA3.1. Conceptos fisicoqumicos:Durante las ltimas dcadas se ha hecho un gran avance en el conocimiento de la

estructura de la materia.

Los tomos o partes ms pequeas de los elementos que componen la materia se

conciben hoy con una estructura planetaria, de tal forma que alrededor del ncleo del

tomo gira una nube de corpsculos an mas pequeos, cargados negativamente,


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denominados electrones, de tal forma que las atracciones elctricas y magnticas entre

los electrones y el ncleo son neutralizadas por la fuerza centrfuga de los electrones.

Los tomos combinados qumicamente forman molculas que representan las menores

partculas indivisibles del nuevo compuesto. Los tomos de la molcula estn

firmemente unidos unos con otros, por los enlaces electroqumicos que resultan del

intercambio o distribucin de electrones.

Se haba hecho referencia a que las partculas de forma escamosa (menor de 74 ) eran

el resultado de la descomposicin qumica en minerales poco estables, principalmente

del feldespato. Esos minerales descompuestos cristalizan una estructura con los

electrones sobre las caras (de mayor superficie), dando lugar a la formacin de

partculas con carga negativa.

Algunas molculas son dipolos, es decir, actan como si tuvieran cargas electrnicas

opuestas en sus extremos, la molcula de agua es un dipolo y la del aceite de parafina no

lo es.

Como resultado de las atracciones entre molculas presentes en una solucin, se

producen los contactos entre las molculas de cargas elctricas opuestas.

La molcula de agua que tiene un tomo de Oxgeno y dos de Hidrgeno es un dipolo

ya que los tomos de Hidrgeno con cargas positivas no se ubican en forma simtrica

con el tomo de Oxgeno, sino que su distribucin se presenta como se indica en la

figura, formando un ngulo de 105 en el centro del tomo de Oxgeno.

Atomo de oxgeno

Atomo de hidrgeno

Molcula de agua dipolar

Como resultado de esto, la molcula de agua tiene una carga negativa en una cara y otra

positiva en la cara opuesta, formando un dipolo.


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3.2 Capacidad de cambio:La superficie de toda partcula de arcilla de suelo lleva una carga elctrica negativa,

cuya intensidad depende principalmente de sus caractersticas mineralgicas. Las

manifestaciones fsicas y qumicas debidas a la carga de la superficie constituyen lo que

se llamaCapacidad de Cambio.Esta capacidad de cambio est en relacin directa con la cantidad de enlaces rotos de

cristales rotos que, como sabemos, tienen cargas elctricas opuestas en cada extremo y

hace aumentar le capacidad de cambio cuanto ms cristales rotos existen cuando ms

pequeas son las partculas de arcilla.

Esta gran cantidad de cargas elctricas insatisfechas son neutralizadas en parte por iones

que se sitan en las caras de las lminas de arcilla, estos iones son intercambiables y

reciben el nombre deiones de cambio.Los iones monovalentes, como Na+, se hallan dbilmente ligados al cristal del suelo, los

bivalentes Ca++ y Mg++ estn algo mas firmemente unidos a l y el in H, ligeramente

disociado, mientras que los cationes trivalentes Al+++ y Fe+++ pueden encontrarse unidos

fuertemente al cristal.

La Capacidad de cambiode cationes de un mineral describe su aptitud para adsorber cationes, su valor se expresa en Miliequivalente por 100 grs de suelo seco.

En la tabla siguiente se indican algunos valores de la capacidad de cambio de cationes yde aniones de algunas arcillas tpicas

Capacidad de cambio(Miliequivalente x 100 g)

Arcilla Cationes AnionesCaolinita 2,2 a 15 6,6 a 20,2

Haloysita 10 a 50 80Monmorillonita 75 a 150 23 a 31

Vermiculita 100 a 150 4

Estos valores son muy orientativos a la hora de evaluar la capacidad de inchamiento

potencial de un suelo arcilloso que resultan ser extremadamente peligrosos cuando

tienen un elevado ndice plstico y una capacidad de intercambio de cationes superiores

a 25 meq x 100.


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3.3 Doble capa difusaCuando a una arcilla se la pone en contacto con agua, alrededor de las partculas de

arcilla comenzarn a flotar las molculas de agua polarizadas, en forma conjunta con

los cationes, tal como se indica en la figura.

Molculas de agua polarizada

Cara de la partcula de arcilla con cargas negativas

Doble capa difusa en las cercana de una partcula de arcilla

De esta forma en la fase lquida alrededor de las partculas de arcilla se forma una

concentracin de cationes y de agua dipolar, formando lo que se conoce como laDoblecapa difusa donde coexiste una elevada concentracin de cationes y de aniones (estosltimos en menor cantidad) en las cercanas de la lmina de arcilla que va perdiendo

concentracin a medida que nos alejamos de ella.

Para tener una idea de la influencia de los iones de intercambio digamos que un Ca++

atrae mas molculas de agua que un catin Na+; pero por cada catin Ca++ pueden

absorberse en la superficie del cristal dos cationes Na+. El volumen de dos cationes Na+

es de 7,88 A3, y el de un catin Ca++, de 4,99 A3. Por ello, los cationes Na+ tienen una

capa mas gruesa de agua absorbida a su alrededor, que junto con el catin puede formar

una doble capaparticularmente gruesa alrededor de los cristales.Esta pelcula de agua posee propiedades diferentes de las del mismo lquido en

condiciones normales a la misma temperatura, a causa de la gran presin a que est

sometida por las fuerzas electrostticas.

Cerca de la superficie de la partcula, el agua tiene propiedades de un slido (segn

Winter Korn tiene las propiedades del hielo); en zonas mas alejadas, las de un lquido


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viscoso, y a medida que se tiende hacia el lmite exterior de ladoble capa sus propiedades se aproximan a las del lquido normal.

Otra medida importante en las arcillas es la medicin del pH de las partculas solubles,

se ha observado que cuando aumenta el pH, aumenta tambin la capacidad de cambio

de cationes y disminuye la de aniones.

La velocidad con que se realizan los cambios de cationes aumenta con la concentracin

de la solucin de la base y con la velocidad de filtracin de esta solucin a travs del

suelo.

3.4 Propiedades fsicasLa variacin que en las propiedades fsicas de un suelo pueden causar las bases de

cambio, depende tanto de la naturaleza del suelo como de los cationes permutables.

A causa de los fenmenos relacionados con la actividad de la superficie todo suelo

saturado consiste no de dos sino de tres elementos diferentes:

- Partculas slidas,

- Sustancias absorbidas en la doble capa difusa

- Agua libre normal.

El espesor de las capas absorbidas parece ser independiente del tamao de las partculas

correspondientes a un mismo mineral de igual complejo de absorcin as que el porcentaje de volumen total ocupado por las sustancias absorbidas aumenta a medida

que disminuye el tamao de los granos. Si las partculas son muy pequeas y adems

tiene forma de escamas, las sustancias absorbidas constituyen una porcin muy grande

del volumen total.

Para ello vale observar los espesores de la doble capa difusa que se forma en la partcula

de Monmorillonita y compararla con la que se forma en otra de Caolinita. En la primera

el aumento de espesor llega al 1400 % con respecto al espesor original de la partculasola, mientras que en segundo caso el aumento solamente es del 180 %.

Esto explica porqu las monmorillonitas experimentan un hinchamiento importante

cuando tienen la posibilidad de incrementar su contenido unitario de agua.


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Cristal de monmorillonita

Doble capa difusa

Agua adsorbida

Partcula tpica de Monmorillonita de 1000 x 10

Cristal de Caolinita

Doble capa difusa

Agua adsorbida

Partcula tpica de Caolinita de 10.000 x 1000

Todo lo enunciado hasta ahora, indudablemente plantea de inmediato una diferencia en

los factores determinantes de los suelos situados por encima del tamiz 200 y de los

situados por debajo de dicho tamiz.

Las partculas cuyo tamao est por encima del tamiz 200, constituyen las partculas

gruesas del suelo, mientras que las que estn por debajo del tamiz 200, son las partculas

finas.

Doble capa difusa 200

10

Doble capa difusa 400

1000


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Los suelos que tienenslopartculas superiores al tamiz 200 y estn secos se disgregancuando no estn contenidas, sin exigir ningn esfuerzo de traccin porque no tienen

cohesin.

Los que tienen en su masa partculas menores que el tamiz 200 en porcentajes

importantes, son suelos cohesivos y exigen un cierto esfuerzo de traccin para separar

sus partculas.

La arcilla es un suelo cohesivo, la fuente de esta cohesin no parece estar en la atraccin

molecular de las partculas en sus puntos de contacto sino en la resistenciaal corte delas capas absorbidasque separan las partculas en dichos puntos. Esta hiptesis estcorroborada por el hecho de que la cohesin de una muestra de la fraccin muy fina de

un suelo determinado a un contenido dado de humedad, depende en gran parte de la

naturaleza del complejo de absorcin. Si el contenido de humedad de un suelo muy fino

saturado disminuye, el volumen ocupado por las sustancias absorbidas permanece

constante. Por consiguiente, la cohesin aumenta al disminuir el contenido de humedad.

Si se amasa completamente una muestra de la fraccin muy fina de un suelo y luego se

la deja reposar sin que sufra alteracin alguna, la masa adquiere con el tiempo mayor

resistencia cohesiva, dicha resistencia aumenta al principio en forma rpida y luego mas

y mas lentamente.

Si la muestra es nuevamente amasada a contenido de humedad constante, su cohesindisminuye en forma considerable, pero si se la deja reposar, vuelve a recuperar su valor.

Este fenmeno se conoce con el nombre de Tixotropa.La prdida y el subsiguiente retorno de la resistencia cohesiva parece deberse a la

destruccin y subsiguiente reordenacin de la estructura molecular de las capas

absorbidas.

El poder separar los distintos tamaos del suelo mediante un anlisis granulomtrico

posibilit comprobar que existan dos fracciones que se comportaban en formatotalmente distinta. Ellas son las que conforman los suelosno cohesivosy los cohesivos que estudiaremos por separado. Dicho estudio se encarar estableciendo qu influencia

tienen en el comportamiento del agregado de suelo las propiedades de los granos del

suelo.


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4.- PROPIEDADES DE LOS AGREGADOS4.1. Influencia del tamaoVeamos qu significacin tiene la granulometra en las propiedades de los suelos

cohesivos y de los no cohesivos, para lo cual la mejor forma de razonar es ver si todos

los suelos que tienen igual granulometra se comportan de la misma manera, si es as, la

granulometra es significativa, en caso contrario proporciona un servicio muy

secundario.

Desde el instante mismo en que las propiedades de los suelos adquirieron importancia

prctica, se intent con frecuencia, correlacionar las caractersticas granulomtricas con

las constantes del suelo necesarias para resolver los problemas de la prctica, sin que se

haya llegado a resultados satisfactorios.

Por ejemplo, los intentos efectuados para determinar el coeficiente de permeabilidad de

los suelos partiendo de los resultados del anlisis granulomtrico han fracasado debido a

que la permeabilidad depende, en gran parte, de la forma de los granos, forma que

puede ser muy diferente an para suelos que tengan granulometras idnticas.

Sin embargo, se puede establecer una relacin indirecta entre el tamao y la

permeabilidad, dado que si las partculas son pequeas, los intersticios entre ellas

tambin lo son y, en consecuencia, el movimiento del agua a travs de este suelo es mas

difcil que a travs de un suelo de granos gruesos y grandes intersticios entre losmismos. Pero, tal cual se enunciara precedentemente, el slo conocimiento del tamao

de las partculas no permite ninguna estimacin precisa de coeficiente de permeabilidad.

Asimismo, se ha determinado que la friccin interna de las arenas bien graduadas

cementadas, es mayor que la que le corresponde a arenas de granos uniformes en la

misma condicin.

Hay que recordar que el ngulo de friccin interna de una arena, depende no slo de las

caractersticas granulomtricas, sino tambin de la forma de los granos y de la rugosidadde sus superficies. As, por ejemplo, los ngulos de friccin interna de las arenas de

granulometras idnticas pueden ser muy diferentes.

Los ensayos efectuados para correlacionar las caractersticas granulomtricas de los

suelos cohesivos, con la friccin interna, han sido an menos felices.

Como las propiedades de una arcilla dependen en gran parte del tipo de mineral

arcilloso que predomina y de las sustancias presentes en sus capas de absorcin, se ve

que dos arcillas granulomtricamente idnticas pueden ser muy distintas en otrosaspectos.


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Debido a stas circunstancias, slo en el caso de suelos de unamisma categora y delmismo origen geolgico(por ejemplo, todas las arcillas y todas las arenas ubicadas enzonas limitadas), se han podido establecer relacionesestadsticasbien definidas entre lagranulometra y las propiedades de los suelos, como ser, su friccin interna.

En tales regiones, la granulometra puede ser y es utilizada como elemento de juicio

para apreciar las propiedades significativas de los suelos, pero su extensin fuera de los

lmites indicados no es aconsejable pues se corre el riesgo de cometer errores

importantes.

La experiencia demuestra que la granulometra es significativa, para el caso de suelos

no cohesivos, para medir la calidad potencial de suelos granulares, para constituir materia prima en ciertas condiciones especiales, en el caso de terraplenes, filtros, bases

o sub-bases de pavimentos, y adquiere una importancia secundaria en su uso para

espaldones de diques de materiales sueltos.

De una manera general: lo que el tamao de los granos nos proporciona es una cierta

idea de alguna de las propiedades potenciales del suelo.

Sin embargo, la primera gran clasificacin de los suelos, se hace en funcin del tamao

de las partculas.

En el cuadro que se adjunta se destaca la divisin adoptada para los distintos sistemas

de clasificacin que actualmente utilizamos los ingenieros en nuestros proyectos.

Tamao de los granos (mm)

Nombre de la Organizacin Grava arena limo arcilla

Massachusett Institute of Tec. > 2 2 a 0,06 0,06 a 0,002 2 2 a 0,05 0,05 a 0,002


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4.2. Influencia de la forma y de las caractersticas mineralgicas4.2.1. Suelos no cohesivosLa forma de los granos como vimos, tiene una importancia secundaria en la

determinacin de las propiedades de los suelos ya que, en la mayora de los casos, los

granos son redondeados.

Solamente la presencia de mica dentro de los suelos, tiene una importancia significativa

para sus propiedades. Si se determina la deformabilidad de una arena formada por

granos de cuarzo mas bien redondeados, o de forma cercana a la cbica, y se le agrega

un 10 % de mica delmismo tamao, el conjunto sigue siendo una arena y aunque no sealtere su granulometra,la deformabilidad del suelo aumenta de manera notable. Ladeformacin de la mica tiene por lo tanto mucha influencia en la deformacin.

% de Mica

cm3 0 5 10 20 40

500

400 480

300 237 320

200 185

100 1400

% de Mica

cm3 0 5 10 20 40

500 480

400 320

300 237 290200 185 180 210

100 140 160

0

Reduccin de volumen producida por una presin del 1 kg/cm2 en muestras de 200 gs de varias mezclas

de arena y mica. La reduccin crece con el contenido de partculas escamosas de mies (reproduccin del

trabajo de Terzaghi)


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La figura anterior muestra el resultado de los ensayos de compresin en mezclas de

arena y mica del mismo peso. Puede verse que tanto el volumen como la

compresibilidad de la mezcla aumentan con el porcentaje de mica. Esto se debe al

efecto puente de las escamas de mica entre los granos de arena y la flexibilidad

subsiguiente de estas escamas bajo presin creciente.

En la mayora de los casos, la dureza individual de los granos del suelo es de poca

importancia. Casi todas las arenas se componen mineralgicamente de dursimos granos

de cuarzo, con aristas redondeadas.

Las presiones de cimentacin, normalmente permitidas sobre tales terrenos, no son

suficientes para aplastar o romper ningn grano redondeado, pero s lo puede hacer, en

algunos casos excepcionales, en los que la arena se compone de algn otro mineral ms

blando que el cuarzo y de granos angulosos o en formas de lajas.

Los efectos sobre stos materiales de las tensiones generadas por las zapatas por las

fundaciones en general, cambian la granulometra de la masa involucrada que puede ser

investigada de la siguiente forma:

Se obtiene con precisin la curva granulomtrica de una muestra de arena; sta se

somete despus a presiones iguales o, un 50 % mayores que las presiones previstas para

una fundacin, y se obtiene de nuevo la curva granulomtrica. Si de la comparacin de

ambas curvas, antes y despus de la compresin, resulta un aumento apreciable en el porcentaje de las partculas mas pequeas y del polvo, es una indicacin de que se han

triturado los granos y es preciso reducir convenientemente las presiones proyectadas.

Consideraciones de esta clase, en muchos casos, imponen un lmite a la altura de las

presas de escollera.

La presencia en terrenos de arena de conchas huecas origina algunas veces un asiento

considerable del terreno al cargarlo, con las consiguientes perturbaciones en la

cimentacin, por la facilidad con que estas conchas se trituran. Por esta razn, debecomprobarse cuidadosamente su presencia durante las investigaciones preliminares del

terreno elegido para cimentar.

Si el peso especfico de las partculas slidas no tiene importancia; si la granulometra

no es importante; si la forma no es importante y si la rugosidad de la superficie de los

granos tampoco lo es, en qu se diferencian los distintos suelos granulares?.

Una vez ms debe aclararse, que los factores citados tienen cierta influencia sobre las

propiedades de estos suelos, pero no una influencia decisiva.


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La influencia decisiva sobre las propiedades de los suelos granulares, la ejerce otra

circunstancia que vamos a definir ahora. Para ello, supongamos que tenemos una arena

de una granulometra definida, con una forma de grano y de con una rugosidad

uniforme en los mismos.

Si dividimos esa masa de arena en dos porciones de igual peso, y volcamos ambas

porciones en sendos recipientes iguales, cilndricos y llenos de agua, que las contengan.

Volcando la arena en forma suave dentro de los recipientes llenos de agua, por medio de

un embudo, de manera que vaya formndose una masa de arena suelta, y aplicamos

sobre una de esa masa una carga por medio de una zapata que dejamos reposar sobre la

arena, podremos medir el asentamiento (S) de la base dentro de la arena suelta.

Si en el segundo recipiente luego de colocada la arena en forma suelta se la somete a

vibraciones, simplemente golpeando lateralmente el recipiente, observamos dos

situaciones:

1) El volumen de la masa de arena disminuye su volumen (se densifica)

2) Al colocar la zapata en forma similar que en el caso anterior, el hundimiento (S) de

la misma dentro de la arena es menor.

Si en lugar de efectuar esta experiencia en la forma en que se acaba de explicar, se la

realiza colocando una zapata ms pequea, en ese caso la arena se levanta a los costados

y se necesitar una carga muchsimo menor para obtener el mismo efecto (S).

P P P < P

S

Esas dos porciones de arena, que en rigor estn compuestas por el mismo material

tienen, desde el punto de vista de la ingeniera civil, un comportamiento distinto:

soportan cargas muy diferentes y se deforman tambin de manera muy distinta. La que

tena mayor volumen inicialresiste menos y se deforma ms que la vibrada conmenor volumen inicial.


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Como la parte slida de ambas masas es la misma, la diferencia de volumen entre ambas

slo puede ser posible, si existe una diferencia en elvolumen de huecos o de vacos.Quiere decir que en los suelos granulares, es el volumen de huecos o de vacos el

determinante de las propiedades mecnicas del material, en comparacin con el

volumen de vacos que dispone el mismo en su estado ms denso, y es el factor que

tiene importancia primordial para la medicin de dichas propiedades.

La manera de poder establecer su influencia es mediante la determinacin de la llamada

Densidad Relativa Dr, la cual se define de la siguiente forma:Para una masa de arena determinada hay un volumen de huecos que es mnimo, medido

por su relacin de vacos mnima, emin, de manera que es imposible lograr un mayor encaje de los granos entre s, dentro de esa masa.

Esa misma masa de arena se puede disponer de tal modo que su volumen de vacos sea

mximo, medido por su relacin de vacos mxima, emx En el primer caso, la arena

constituye casi una roca, porque la nica manera en que se puede deformar es

deformando los granos slidos. Para deformar la arena hay que deformar el slido y el

slido es roca. En el segundo caso, la arena est en un estado de estabilidad casi

inestable. La arena en tal estado tiene, por el contrario, una resistencia muy pequea.

En la naturaleza, se encuentran arenas que, en general, tienen una relacin de vacos

comprendida entre ambos lmitesemin y emx.

Se denomina densidad relativa de esa arena a la relacin:

100.mnmx

mx

eeee

Dr

= en (%)

Como se ve, la densidad relativa expresa el grado de densidad de una arena en un estadodeterminado por la relacin delmximo incremento posible de su relacin de vacosa la amplitud total de variacin de dicha relacin.La densidad relativa de la arena tiene un significado bien definido, ya que su valor es

prcticamente independiente de la presin esttica a que el material est sometido. Por

el contrario, el grado de densidad de las arcillas y de otros suelos cohesivos depende en

forma primordial de las cargas que los mismos ha soportado y, en algunos casos, de la

velocidad con que las mismas fueron aplicadas. De modo que el valor de la Dr da datos


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directos relativos a la estabilidad de la arena en su estado natural. El conocimiento de

este valor es, pues, de importancia prctica directa.

Para la arena ms suelta posibleemx, la densidad relativa Dr = 0%, mientras que parael estado ms densoemn, Dr =100%.Si la experiencia indicada anteriormente de cargar una masa de arena con una zapata se

realizar por escalones desdeemx a emin, dara como resultado que tanto ladeformabilidad como la carga de rotura Pr determinada para cada caso, seran

proporcionales a las densidades relativas Dr %.

Cuanto mayor es la densidad relativa, menor es la deformabilidad y mayor laresistencia.El clculo de la relacin de vacos e, requiere el conocimiento del volumen slido de

la muestra, que se obtiene de su peso una vez conocido el peso especfico s.

La determinacin de s se tiene que hacer en el laboratorio con mucho cuidado.Por dicha razn, la relacin de vacos e, se usa para definir la consistencia de lossuelos, principalmente en las investigaciones de laboratorio.

Todo esto hace que sea mucho ms prctico determinar la densidad relativa por medio

de su peso unitario, utilizando la densidad seca d. valor ste de fcil obtencin encampaa o laboratorio.

( )( )minmax

minmaxd d d d d d

Dr

= .100 (en %)

Tschebotarioff aconseja clasificar las arenas de acuerdo a su densidad relativa de la

siguiente manera:

Arena suelta: Dr entre 0 a 33 %Arena medianamente densa: Dr entre 33 % a 66 %

Arena densa: Dr entre 66 % a 100 %

En el caso de esferas de igual tamao, se obtiene:


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Estibacin floja: emx = 0,91

Estibacin densa: emn = 0,35

Cuanto ms uniforme es una arena, ms se aproximan suemx y emin a los valoresanteriores para esferas iguales.

Para arena menos uniformes, es decir, mejor graduadas, menores son suemx y emin, enuna arena real, el efecto de la presencia de partculas ms pequeas se compensa con la

forma angulosa de los granos de la arena. El resultado es que los lmites observados de

la relacin de vacos de la arena real sonemx = 1,00 y emin = 0,43 y se correspondenmuy de cerca a los mismos lmites con esferas de igual tamao.

Las determinaciones deemx y emin se pueden hacer en laboratorio utilizando para ello,muestras alteradas.

La relacin de vacos natural (e) se logra a travs de ensayos in situ ya que es imposible

la obtencin de muestras inalteradas de suelos granulares.

En el caso de las determinaciones de las relaciones de vacos en los suelos granulares

ubicados por debajo de la napa de agua, la misma no se realiza en obraa pesar de suvalor prctico considerable.En estos casos se utilizan ensayos indirectos para ladeterminacin de la densidad relativa.

4.2.2. Suelos cohesivos:Vamos a analizar ahora, la influencia de la forma y de las caractersticas mineralgicas

en los suelos cohesivos (exclusivamente partculas menores del tamiz N 200).


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Para ello, consideramos la posibilidad de disponer dedos suelos de origen distinto:uno de origen grantico (producto de la descomposicin qumica de una roca grantica)

y otro de origen basltico (producto de la descomposicin qumica de una roca

basltica). Supongamos que ambos tienen la misma granulometra (igual curva

granulomtrica) y la misma relacin de vacos (igual cantidad de huecos). Ambos suelos

se diferencias entonces en su forma y composicin mineralgica.

La experiencia muestra que solamente por casualidad estos dos suelos pueden tener

propiedades mecnicas iguales, es decir que en este caso, la granulometra y la densidad

de los suelos son factores no determinantes de las propiedades o de la diferencia de

propiedades entre esos suelos.

Desde luego, que la densidad siempre es factor de inters en la determinacin de las

propiedades de un suelo dado. Si un determinado tipo de suelo tiene una gran cantidad

de huecos, es mas deformable que ese mismo suelo con menor cantidad de vacos.

Los dos suelos iniciales, de igual granulometra, de igual porosidad y de distinto origen,

se comportaban de manera distinta a pesar de todas esas identidades: si pudisemos

analizar en esos suelosla forma y la composicin mineralgicade las partculas, stosnos indicaran unadisparidad semejante a la disparidad de sus propiedades.Esa disparidad no reside en la ubicacin de las partculas dentro de la masa, sino en

propiedades inherentes a las propias partculas en s.La medicin de esas propiedades de las partculas se puede efectuar de una manera

directa utilizando instrumentos cuyo manejo e interpretacin mas que al ingeniero,

corresponden al fsico o al qumico y exige el anlisis de la composicin mineralgica

(no qumica) y cristalogrfica de dichas partculas efectuados por medio, del anlisis

termodiferencial, rayos X, etc.

As se pueden diferenciar esas partculas en familias de cristales o de minerales

distintos, familias que desde el punto de vista de la mecnica del suelo, puedenreducirse a tres:

a) La familia de lasMontmorillonitas, llamadas as por derivar de la localidad deMontmorillon, en Francia, que se caracteriza por tener gran cantidad de estos

minerales arcillosos con composicin qumica y cristalogrfica determinada.

La bentonita por ejemplo, contiene gran cantidad de arcilla de la familia de las

montmorillonitas.


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b) Otra familia comprende los minerales arcillosos llamadosIllitas, debido a que sudiferencia con los dems minerales arcillosas se logr poner de relieve con un

suelo encontrado en el estado de Illinois.

c) La tercer familia la constituyen lasCaolinitas, minerales arcillosos con grancontenido de caoln.

Luego, la diferenciacin de los distintos suelos finos se efecta a travs de un camino

indirecto, camino ste que est de alguna manera, ligado a las propiedades especficas

de cada uno de estos minerales arcillosos.

Dicho camino se basa en el siguiente hecho fsico:

Si se toma una masa de suelo fino y se mezcla con agua amasndola, si la masa est

seca inicialmente, se nota que a medida que se adiciona agua esa masa, que en principio

era dura como una piedra y que no se poda amasar con los dedos, se va ablandando, va

perdiendo sus caractersticas de slido para transformarse en un material mas bien

plstico, es decir, que puede deformarse con cierta facilidad con unesfuerzo relativamente pequeo.

Un material plstico, segn el concepto del ingeniero, es un material que en un

diagrama requiere un cierto esfuerzo para deformarse en un valor determinado,

pero a partir de all, con un esfuerzo constante la deformacin crece indefinidamente.

u

De acuerdo al concepto de E.J. Badillo, y A.R. Rodrguez tambin puede definirse como

plasticidad, la propiedad de un material por la cual es capaz de soportar deformaciones


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rpidas sin rebote elstico, sin variacin volumtrica apreciable y sin desmoronarse o

agrietarse.

En cermica o en las artes plsticas, un material plstico es un material que puede

moldearse y, sobre todo encermica, es unmaterial que puede amasarse.Con el criterio del ceramista el suelo del ejemplo es plstico porque puede ser amasado.

El amasado consiste en producir una deformacin del material que altera su forma pero

no su volumen, conservando luego la nueva forma adquirida.

El que un suelo en estado plstico ante unesfuerzoaltere su forma pero no su volumense debe a que dicho suelo en dicho estado est saturado. Si se sigue agregando agua, ese

suelo se hace cada vez masfcil de amasar, ofrece menor resistencia. Si se continaagregando agua, llega un momento en que del estado plstico pasa al estado lquido o

fluido, y entonces ya no se puede amasar con los dedos porque fluye entre los mismos.

Si se analiza el comportamiento de suelos de distintas caractersticas en la forma

descripta, se descubre que la cantidad de agua necesaria para pasar del estado slido al

estado plstico y del plstico al lquido, esdistinta para los diferentes suelos.Sin embargo, la transicin de un estado al otro no ocurre en forma abrupta, tan pronto se

alcanza una humedad crtica, sino en forma muy gradual, es por ello que la separacin

entre los distintos estados es mas o menos arbitraria, utilizando ensayos muy simples

que originalmente tuvieron su uso en el estudio de los suelos con propsitos agrcolas.El lmite entre el estado slido y el plstico se denominalmite plsticoy entre elestado plstico y el lquido,lmite lquido. Estos se designan genricamentelmites deconsistencia o lmites de Atterbergen honor del cientfico sueco que los introdujo.Se entiende por consistenciael grado deresistenciade un terreno de grano fino a fluir o deformarse.

Si nosotros representamos sobre una semi-recta los distintos estados expuestos,

tendremos:

Estado Slido Estado Plstico Estado Lquido

n %

0 % P L

Luego el lmite plstico es el lmite inferior de la zona en la cual el suelo puedeamasarse, y el lmite lquido en el lmite superior de dicha zona plstica. La diferencia


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entre ellos es el ndice de plasticidad que da el rango de humedad dentro del cual un

suelo determinado se comporta como un material plstico.

Ip = L - P = lndice plstico

Habamos dicho que el anlisis de la forma y composicin mineralgica de las

partculas de dos suelos distintos indicaba una disparidad semejante a la disparidad de

sus propiedades y que un modo de detectar las diferencias de forma y composicin

mineralgica de esos dos suelos y por ende de sus propiedades, era mediante la

ejecucin de los lmites de Atterberg. Veremos qu relacin existe entre dicho lmite y

la forma y composicin mineralgica de las partculas.

La propiedad de la plasticidad es un atributo solamente de los minerales arcillosos el

polvo de cuarzo, por ejemplo, no es plstico, cualquiera sea el grado de fineza de sus

partculas. Como prcticamente todos los suelos finos contienen minerales arcillosos,

los mismos son -por consiguiente- plsticos.

J. D. Sullivan, trat muestras de una misma arcilla hidrogenada con distintos cationes, y

encontr que, a igual contenido de humedad, enestado slido, la resistencia al cortevara apreciablemente, decreciendo en el orden en que se citan los cationes en la tabla

siguiente (relacin entre las propiedades mecnicas y su forma y composicin

mineralgica).

Lista de Cationes en orden decreciente de su efecto benfico sobre la

resistencia al corte de una arcilla.

Mayor resistencia al corte

NH4+, H+, K +, Fe+++, Al+++, Mg++, Ba++, Ca++, Na+, Li+ Mayor plasticidad

La plasticidad vara aproximadamente en el mismo orden, pero en sentido opuesto.

El fenmeno se puede explicar por la formacin de la doble capa difusa de gran

viscosidad, donde se encuentran los cationes permutables en contacto con la superficie

de las partculas del suelo. Estas pelculas pueden ser relativamente gruesas en el caso

de cationes muy vidos de agua, como el Li+

y Na+, pero muy delgadas con el H+.


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La doble capa difusa de los otros cationes tienen espesores intermedios, segn la

sucesin de la tabla citada precedentemente.

Por esta razn, los suelos con cationes Li+ y Na+ absorbidos, son relativamente mas

plsticos y,con un bajo contenido de agua(es todo slido), tienen relativamentemenor resistencia al corte, pues sus partculas se hallan separadas por una doble capa

difusa mas gruesa, con propiedades semislidas.

Para contenidos de humedad ms altos (es todo lquido), resulta una relacin inversa

(relacin entre la plasticidad y la forma y composicin mineralgica de las partculas).

Tanto en el estado slido como en el plstico, las fracciones finas de los suelos poseen

cohesin, es decir, capacidad para resistir tensiones tangenciales o de corte.

El lmite lquido da una medida de la resistencia al corte que posee un suelo mezclado

con agua. En otras palabras, mide la verdadera cohesinpotencialde un material que, asu vez, depende de la superficie total de sus reas de contacto, es decir, de la finura y

forma de sus granos.

Cuanto ms pequeos y ms aplanados son los granos de una arcilla, mayor es el rea

total de contacto entre los granos y mayor la cantidad de agua necesaria para

revestirlos, por ello, el lmite lquido es ms alto, dicho de otra manera, hay que

aadirle ms agua a la mezcla para hacerla fluida.

El lmite lquido de una arcilla disminuye con el agregado de arena o limo. El lmite plstico disminuye al mismo tiempo, pero no tan rpidamente como el lmite lquido, de

forma que la adicin de partculas gruesas causa un descenso del ndice plstico,

debemos recordar que para las arenas, el ndice plstico es cero ya que no se pueden

determinar los lmites extremos (Plstico y Lquido).

El lmite plstico est fuertemente afectado por el contenido orgnico del suelo que

eleva su valor, sin elevar simultneamente el valor del lmite lquido. Por dicha causa,

los suelos con contenido orgnico tienen bajos ndices plsticos y lmite lquidorelativamente altos.

Habamos graficado los distintos estados por los que un suelo poda pasar al agregrsele

agua:

Estado Slido Estado Plstico Estado Lquido

n %

0 % P L


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A medida que el contenido e humedad de un suelo cohesivo se aproxima ms al lmite

inferior de la zona plstica ( P), es mayor su resistencia y compacidad.

Se llama consistencia relativadel suelo a la siguiente relacin, que da un nmero quetiene alguna semejanza a la densidad relativa de los suelos no cohesivos.

IpCr n L

P L

n L

=

=

Si el contenido dehumedad natural ( n) de un estrato de suelo es mayor que el L(consistencia relativa negativa), elamasado transforma al suelo en un barro viscoso,espeso.

Ejemplo: Tomemos dos muestras arcillosas denominadas A y B. La muestra A tiene un

L = 40% y la B un L = 60%. La energa usada para determinar estos valores en el

cascador de Casagrande es constante (25 golpes con una cada de 1 cm de altura) , luego

el esfuerzo desarrollado en cada caso para que el suelo fluya es el mismo

(aproximadamente al corte: 25 gr/cm2)

A B

n %

0 % L = 40 L = 60

Esto nos indica que la muestra A resisti una tensin de corte hasta que su contenido

unitario de agua lleg a una humedad del 40 %. Mientras que la muestra B, resistilamisma tensin de cortecon una humedad del 60 %, de donde deducimos fcilmenteque la muestra B es ms resistente a las solicitaciones de corte que la muestra A

para un mismo contenido unitario de agua.

Por lo tanto para comparar las resistencias que pueden desarrollar dos suelos, deben

ensayarse las muestras con igual contenido de humedad.

Esto intenta explicar por qu el lmite lquido mide la cohesinpotencialde un suelo, yla llamamos potencial, porque dicha cohesin depender de la humedad del suelo en el

momento de su estudio.


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Por el contrario, si el contenido de humedad natural es menor que el P ( n < Pconsistencia relativa mayor que la unidad Cr > 1), el suelo no puede ser amasado.Debe observarse, sin embargo, que los valores de Cr son insuficientes por s solos para

indicar la consistencia real del suelo de su estado naturalporque el lmite lquido sedetermina para el suelo que pasa el tamiz N 40, por lo tanto, fue primeramente secado

al aire, y roturado para su posterior tamizado; en tanto que la humedad natural se

determina sobre todo el suelo que mantiene sus propiedades fsicas originales. Por eso

puede suceder, enarcillas de gran susceptibilidad, que el contenido de humedad

natural corresponda a su L, aunque dichas arcillas en estado natural soporten,con seguridad, cargas mas o menos importantes.Terzaghi establece que la resistencia a compresin simple de las arcillas inalteradas con

consistencias relativas prximas a cero, vara comnmente entre 0,3 y 1 kg/cm2.

Con consistencias relativas cercanas a la unidad, la resistencia a la compresin vara

generalmente entre 1 y 5 kg/cm2.

Como hemos visto en todo este anlisis, la comparacin de los WL y WP con las

propiedades mecnicas (deformabilidad y resistencia), muestra un cierto tendencia o

dependencia, no una relacin determinada, sino una cierta tendencia.

Esta tendencia, se ha utilizado en la prctica de la ingeniera para con las propiedades

mecnicas potenciales de esos mismos suelos.

La medida cuantitativa ms directa de la consistencia desuelos inalterados es laresistencia a la compresin simple (no confinada) de muestras prismticas o cilndricas.La siguiente tabla nos proporciona en funcin de dicha resistencia varios grados de

consistencia:

Resistencia a lacompresin simple

qu en kg/cm2

Consistencia

Menos de 0,25 Muy blanda

0,25 - 0,50 Blanda

0,50 - 1,00 Medianamente compacta

1,00 - 2,00 Compacta

2,00 - 4,00 Muy compacta

Mayor de 4,00 Dura


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Las arcillas comparten con muchas otras sustancias coloidales, la propiedad de perder

resistencia por ablandamiento cuando sonamasadas a un contenido de humedadconstante. El ablandamiento de los suelosinalterados se debe probablemente a doscausas distintas:

a) La destruccin del ordenamiento en que estn dispuestas las molculas de ladoble capa difusa.

b) La destruccin de la estructura formada por las partculas durante elproceso de sedimentacin.

Aquella parte de la prdida de resistencia que se debe al desordenamiento de la doble

capa difusa es gradualmente recuperado si la arcilla permanece en reposo, a contenido

de humedad constante, despus del amasado (fenmeno tixotrpico). El resto debido

probablemente a la alteracin permanente de la estructura, es irreversible a menos que

se reduzca el contenido de humedad de la arcilla.

La importancia que cada una de estas partes tiene en la estructuracin de laresistencia de las arcillas inalteradas es muy distinta para las diferentes arcillas.El trmino sensibilidad se refiere al efecto que el amasado produce sobre laconsistencia de las arcillas inalteradas, independientemente de la naturaleza fsica de

las causas del fenmeno. El grado de sensibilidad es diferente para las distintas arcillasy puede tambin diferir en una misma arcilla segn cual sea su contenido de humedad.

Si una arcilla es muy sensitiva, un deslizamiento de cualquier naturaleza puedetransformarla en una masa de trozos lubricados capaces de deslizar con un talud suave,

mientras que un deslizamiento similar en una arcilla de baja sensibilidad, slo produce

una deformacin local. El cambio de consistencia producido por la alteracin de una

arcilla sensitiva, trae siempre aparejado un cambio de su permeabilidad.El grado de sensibilidad (St) de una arcilla, se expresa por la relacin entre la cohesin

no drenada de una muestra inalterada y el valor de la cohesin de la misma muestra

despus de amasada a contenido de humedad constante, es decir:

Cohesin no drenada de la arcilla inalteradaSt =

Cohesin no drenada de la arcilla amasada


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Los valores de St estn comprendidos entre 2 y 4 para la mayora de las arcillas. Para

arcillas sensitivas, vara entre 4 y 8, aunque se conocen arcillas ultrasensitivas o rpidas

con valores de St mayores de 8. Estos valores altos pueden ser causados por una

estructura en esqueleto bien desarrollada, por un alto grado de tixotropa de la fraccin

mas fina del suelo, o por ambas causas simultneamente.

Las arcillas ultrasensitivas se encuentran principalmente entre las arcillas glaciares

blandas depositadas en aguas ptridas o de mar, y entre las arcillas blandas derivadas de

la descomposicin de cenizas volcnicas.

Valores de sensitividadClasificacin St

Insensitivas ~ 1

Ligeramente sensitivas 1 2

Medianamente sensitivas 2 - 4

Muy sensitivas 4 8

Ligeramente rpidas 8 16

Medianamente rpidas 16 32

Muy rpidas 32 64

Extra rpidas > 64

Se puede obtener una idea de la complejidad de la estructura de una arcilla, comparando

el peso unitario ( di) de una muestra intacta de suelo secada a estufa y el peso unitario

( dr ) de una muestra completamente amasada, a contenido de humedad constante de la

misma arcilla tambin secada a estufa. Cuanto mayor sea la diferencia entre di y dr ,

tanto mayor ser la diferencia entre la estructura del suelo intacto y el acomodamiento

desordenado de partculas del suelo amasado.

5.- ESTRUCTURACIN DE LOS SUELOSAnte todo, conviene insistir en una afirmacin ya asentada:un suelo nunca es un mero

agregado desprovisto de organizacin, al contrario, sus partculas se disponen en

forma organizada, siguiendo leyes naturales y segn la accin de fuerzas que son

susceptibles de anlisis.

En los suelos formados por partculas relativamente grandes (gravas y arenas) las

fuerzas que intervienen para formar la estructura son conocidas y sus efectos son


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relativamente simples de calificar; por ello, prcticamente no hay discusin respecto al

mecanismo de estructuracin que, por otra parte, es verificable a simple vista.

Por el contrario, en los suelos formados por partculas muy pequeas (limos y arcillas),

las fuerzas que intervienen en los procesos de estructuracin son de un carcter mucho

mas complejo y las estructuras resultantes son slo parcialmente verificables por

mtodos indirectos, relativamente complicados.

Todo ello hace que los mecanismos de estructuracin y an las mismas estructuras

resultantes sean, en estos suelos, materia de hiptesis.

Tradicionalmente, se han considerado las estructuras simples, panaloide y floculenta

como las bsicas en los suelos reales.

En pocas mas modernas, se ha tratado de superar aquel cuadro tradicional

introduciendo modificaciones en las ideas anteriores, a la luz de algunos resultados

obtenidos en experimentos realizados con tcnicas mas modernas. As, no slo estn

variando las ideas de muchos investigadores acerca de los mecanismos de

estructuracin de los suelos, sino que inclusive, han aparecido estructuras que, como la

dispersa, no estaban incluidas en el cuadro tradicional.

En lo que sigue se presenta, en primer lugar, el conjunto de estructuras y mecanismos de

formacin tradicionales y, en segundo lugar, algunas de las ideas de mayor aceptacin

actual.

5.1. Estructura Simple:Es aquella producida cuando las fuerzas debidas al campo gravitacional terrestre son

claramente predominantes en la disposicin de las partculas; es por lo tanto, tpica de

suelos de grano grueso (gravas y arenas limpias) de masa comparativamente importante.

Las partculas se disponen apoyndose directamente unas en otras y cada partcula

posee varios puntos de apoyo.Desde el punto de vista ingenieril, el comportamiento mecnico e hidrulico de un

suelo de estructura simple, queda definido principalmente por dos caractersticas:

La densidad del manto y la orientacin de las partculas.

El trmino densidad se refiere al grado de acomodo alcanzado por las partculas del

suelo, dejando mas o menos vacos entre ellas.

En un suelo muy compacto, las partculas slidas que lo constituyen tienen un alto

grado de acomodo y la capacidad de deformacin bajo carga, ser pequea. En suelos


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poco densos el grado de acomodo es menor; en ellos el volumen de vacos y, por ende la

capacidad de deformacin sern mayores.

Una base de comparacin para tener una idea de la densidad alcanzable por una

estructura simple, se tiene estudiando la disposicin de un conjunto de esferas iguales.

En las figuras se muestran los estados mas suelto y mas denso posible de tal conjunto.

a) Cbico simple b) Cbico tetradrico c) Tetraoctogonal senoidal d) Piramidal

e) tetradrico

Tipo de estructura Volumen unitario Porosidad Relacin de vacosCbico simple 8. R 3 47.64 0.91

Cbico tetradrico 3.3.4 R 39.54 0.65

Tetrgono esferoidal 6. R 3 30.19 0.43

Piramidal 3.2.4 R 25.95 0.34

Tetradrico 3.2.4 R 25.95 0.34


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Las arenas naturales muy uniformes en tamao, poseen valores de porosidad n y

relaciones de vacos e que se acercan mucho a los consignados precedentemente. Pero

en las arenas con tamaos ms repartidos, los valores pueden disminuir apreciablemente

y un pequeo porcentaje de partculas laminares aumenta notablemente el volumen de

vaco en el estado mas suelto.

En arenas bien graduadas, con amplia gama de tamaos, los estados mas sueltos y mas

densos tienen valores de e y n mucho menores que los que corresponden a la

acumulacin de esferas iguales.

La orientacin de las partculas de arena sedimentadas en agua, es tanto mas

pronunciada cuanto mas se aparta su forma de la esfrica, sta orientacin produce

como efecto principal, una muy distinta permeabilidad del suelo segn que el flujo de

agua sea normal o paralelo a la direccin de orientacin; el efecto aumenta

notablemente si el suelo contiene un porcentaje apreciable de partculas laminares. An

en arenas naturales con formas prcticamente equidimensionales el efecto de la

orientacin sobre la permeabilidad es apreciable.

5.2. Estructura PanaloideEsta estructura se considera tpica en granos de pequeos tamaos (0,02 mm de

dimetro o algo menores), que son arrastrados y redepositados ya sea por el agua o por los vientos.

En estas partculas, la gravitacin ejerce un efecto que hace que tiendan a sedimentarse,

pero dada su pequea masa, otras fuerzas naturales pueden hacerse de magnitud

comparable, concretamente si la partcula antes de llegar a su ubicacin final en el

depsito toca a otra partcula ya depositada, la fuerza de adherencia desarrollada entre

ambas, puede neutralizar al peso, haciendo que la partcula quede detenida antes de

completar su carrera; otra partcula puede ahora aadrsele y el conjunto de ellas podrllegar a formar una celda, con cantidad importante de vacos, a modo de panal (ver

figura).

Las fuerzas de adherencia, causantes de estas estructuras son fuerzas superficiales, ya

mencionadas anteriormente.


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Esquema de Estructura Panaloide

5.3. Estructura FloculentaCuando en el proceso de sedimentacin dos partculas de dimetros menores de 0,02

mm llegan a tocarse, se adhieren con fuerza y se sedimentan juntas; as, otras partculas

pueden unirse al grupo, formando un grumo con estructura similar a un panal.

Cuando estos grumos llegan al fondo, forman a su vez panales, cuyas bvedas no estn

ya formadas por partculas individuales, sino por otros grumos.

El mecanismo anterior produce una estructura muy blanda y suelta, con gran volumen

de vacos, llamadafloculentay, a veces,panaloide de orden superior.Las partculas menores de 0,0002 mm = 0,2 micrones se consideran yacoloides; estas partculas pueden permanecer en suspensin indefinidamente, pues en ellas el peso

ejerce poca influencia en comparacin con las fuerzas elctricas entre partculas

cargadas negativamente y las fuerzas moleculares ejercidas por el agua. Cuando dos de

estas partculas tienden a acercarse, sus cargas ejercen una repulsin que los aleja de

nuevo, las vibraciones moleculares del agua impiden que las partculas se precipiten y el

resultado es un movimiento caracterstico en rpido zig-zag, conocido como Browniano

(el botnico ingls Brown lo observ por primera vez al estudiar suspensiones declorofila al microscopio). Por este mecanismo, las partculas coloidales de suelo en

suspensin no se sedimentarn.

Las cargas elctricas de las partculas coloidales pueden, sin embargo, neutralizarse bajo

la influencia de la adicin de iones de carga positiva opuesta, un electolito por ejemplo,

en cido tal como el clorhdrico, se disocia en agua en iones positivos y negativos (Cl- y

H+) y por efecto de los iones H+ en solucin, los coloides neutralizan sus cargas y

chocan entre s, quedando unidas por las fuerzas de adherencia desarrolladas. De estamanera, comienzan a formarse los flculos de mayor masa, que tienden a depositarse.


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En las aguas del mar, las sales contenidas actan como electrolitos, haciendo posible la

generacin del mecanismo antes descripto.

En otras aguas naturales la disociacin normal de algunas molculas de H+ o CH-, que

siempre se producen, o la presencia de sales, etc. logra el mismo efecto.

Los flculos se unen entre s para formar panales, que se depositan conjuntamente

formando al tocar fondo, nuevos panales y dando lugar a una forma extraordinariamente

difusa de estructura floculenta, en la que el volumen slido puede no representar mas de

un 5-10 %. La figura siguiente muestra un esquema de tal estructura:

Esquema de Estructura Floculenta

Conforme aumenta el peso debido a la sedimentacin continua, las capas inferiores

expulsan agua y se consolidan ms. Durante este proceso, las partculas y los flculos se

acercan entre s y es posible que esta estructuracin tan poco firme en principio, alcance

alguna resistencia.

5.4 Estructuras Compuestas

Se considera que las estructuras anteriores rara vez se presentan puras en la naturaleza, pues la sedimentacin comprende partculas de todos los tamaos y tipos, para los que

rigen las leyes de la naturaleza de modo diferente.

La estructura normal de un suelo, se forma en condiciones que permiten la

sedimentacin de partculas gruesas y finas simultneamente; esto ocurre

frecuentemente en agua de mar o lagos, con contenidos de sales apreciable, donde el

efecto floculante de las sales coexiste con el arrastre de vientos, corrientes de agua, etc.

El proceso de acumulacin de sedimentos arriba de un cierto nivel, hace que las capasinferiores se consoliden bajo el peso de las suprayacentes.


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Las partculas mas gruesas se aproximan ocasionando que la arcilla floculada entre ellos

disminuya de volumen, siendo la compresin resultante de la arcilla mayor en las zonas

donde se encuentre mas confinada, esto es, en las regiones de aproximacin entre los

granos mas gruesos, siempre y cuando no haya flujo lateral de la masa en esas regiones.

Si el incremento de carga es rpido, existir el flujo lateral y, consecuentemente, la

masa coloidal sufrir un decremento en volumen mas uniforme; pero en la naturaleza, la

carga crece muy lentamente, por lo que el flujo lateral tiende a producirse en mucha

mayor medida y las propiedades tixotrpicas de la materia coloidal pueden ayudar

eficazmente a impedirlo casi por completo.

As se produce en las regiones de aproximacin entre los granos gruesos una liga

arcillosa coloidal altamente consolidada, que define fundamentalmente la capacidad del

esqueleto para soportar cargas. Estas ligas arcillosas estn sujetas a presiones mucho

mayores que el promedio en la masa de suelo, mientras la arcilla que llena los vacos del

esqueleto se mantiene blanda y suelta, sujeta a presiones comparativamente mucho

menores.

Con las ideas anteriores es fcil entender la diferencia que presentan las arcillas en

propiedades mecnicas, entre los estados inalterado y remoldeado; el remoldeo destruye

la liga de arcilla altamente consolidada entre las partculas gruesas y permite que la

arcilla suave las rodee, actuando como lubricante entre ellas; como resultado, laconsistencia en el estado remoldeado ser ms blanda.

En tanto no sean destruidas las uniones consolidadas, la arcilla se comporta

elsticamente y posee resistencia a la accin de las cargas, que depende principalmente

de la presin a la que fue consolidada en la naturaleza.

Algunos autores han atribuido exclusivamente la diferencia de comportamiento

mecnico de las arcillas, entre los estados inalterado y remoldeado, a las propiedades

tixotrpica de esos materiales. En efecto, la tixotropa produce cierta rigidizacinreversible en una masa plstica, aumentando la adherencia en los puntos de contacto y

como este aumento depende de la posicin relativa de las partculas, existe una

deformacin crtica que rompe la adherencia y vuelve blando al material.

Es muy probable, como ya se dijo, que la tixotropa coopere a la formacin de la

estructura compuesta y a la coherencia de su esqueleto, impidiendo el flujo lateral de la

masa coloidal en las regiones de acercamiento de los granos gruesos; as cuanto mayor

sea el grado de consolidacin de las masas coloidales en la unin entre granos, mayor ser la posibilidad de mantener el depsito muy suelto bajo grandes cargas.


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Estructura en Castillo de Naipes

Debe notarse que, segn esta hiptesis de estructuracin, tambin corresponde al suelo

un importante volumen de vacos y que las reflexiones anteriores sobre consolidacin de

los suelos por el peso de los suprayacentes conservan su validez.

5.6 Estructura dispersaAlgunas investigaciones modernas han indicado que una hiptesis estructural del tipo de

castillo de naipes, en la cual las partculas tienen contactos mutuos, si bien puede

aceptarse como real en muchos casos quizs no es la ms estable en la que pudiera

pensarse.

Cualquier perturbacin que pueda existir, como deformacin por esfuerzo cortante,tiende en general a disminuir los ngulos entre las diferentes lminas de material.

Conforme esto sucede, actan entre las partculas, presiones osmticas inversamente

proporcionales al espaciamiento entre ellas. Las presiones osmticas tienden a hacer que

las partculas se separen y adopten una posicin tal como la que esquemticamente se

muestra en la figura siguiente.

Aunque a primera vista no lo parezca, algunos autores opinan que este arreglo es ms

estable.En las partes a) y b) de la figura se muestra el mecanismo por el cual la presin

osmtica, para llegar a una condicin mas uniforme, tiende a hacer que las partculas se

separen.


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Presin osmtica

(a)

Presin osmtica

(b)

En la parte c) se muestra la estructura en su condicin final.

(c)Estructura Dispersa

Debe hacerse notar que el conjunto de estructuras someramente descriptos, noconstituye una serie de posibilidades reales en la naturaleza, sino simplemente algunas

de las hiptesis de estructuracin de que hoy se habla.

Muchos investigadores que aceptan alguna de las explicaciones anteriores, rechazan

otras y no existe pleno acuerdo al respecto. Tambin ha de observarse que con las

estructuras en castillo de naipes o dispersa, se generarn estructuras compuestas

anlogas a las ya tratadas con las formas estructurales mas clsicas.

6.- EL AGUA EN LOS SUELOS6.1. Procedencia del agua del sueloEn general el suelo en estado natural, en menor o mayor grado, siempre est hmedo. El

agua que contiene (teniendo slo en cuenta la fase lquida), puede ser clasificada, por su

origen, de la siguiente manera:


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Sedimentacin

Agua de Infiltracin

Condensacin

El agua de sedimentacin es la que ha quedado incluida en los suelos sedimentarios al

producirse el depsito de sus partculas. En ocasiones, tiene una gran importancia. Es

frecuente encontrar fangos marinos recin depositados que contienen 120 % de agua

con relacin al peso de la materia seca.

El agua de infiltracin proviene de la superficie del terreno, donde ha sido depositada

por las lluvias o por una corriente de agua.

El agua de condensacin, por ltimo, proviene del vapor de agua existente en la fase

gaseosa que rellena una parte de los poros del suelo.

6.2. Diversas formas del agua del sueloEn cuanto a las formas en que el agua puede encontrarse en el terreno, podemos

considerar que son las siguientes:

libre

Agua capilar

adsorbida

A las cuales cabra aadir el agua de constitucin de los minerales que forman las

partculas slidas del suelo, el agua en estado slido en aquellos suelos sometidos a

temperaturas inferiores a las de congelacin, el vapor de agua contenido en la fasegaseosa, etc.


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Agua adsorbida

Capilar

Agua libre

Si el agua contenida por un suelo no estuviera sujeta a otra fuerza que la debida a la

gravedad, el material situado por encima de la napa se hallara seco. En realidad, en el

terreno, el suelo se halla completamente saturado hasta cierta distancia por arriba de la

napa, y parcialmente saturado encima de este nivel.

6.3. Agua libreEl agua libre que constituye lo que generalmente se denomina capa de agua, se rige en

su movimiento o estado de equilibrio por las leyes de la hidrulica. En todos los puntos

de su masa, suele reinar una presin igual o mayor que la atmosfrica.

Se denomina nivel de la capa fretica al lugar geomtrico de los niveles a que alcanza la

superficie del agua en pozos de observacin en libre comunicacin con los vacos del

suelo in situ. Dicho nivel puede tambin ser definido como el lugar geomtrico de los

puntos cuya presin es igual a la atmosfrica.Algunas veces, la capa fretica alcanza la superficie de la tierra o sus proximidades,

como sucede en los pantanos o en algunas llanuras. El agua subterrnea se desplaza

lateral y verticalmente. El movimiento vertical consiste en las fluctuaciones de la capa

fretica. Por ejemplo, la capa sube en pocas de lluvias y baja en las de sequa; en

algunas ocasiones se han explicado esas fluctuaciones por la influencia de las plantas.

La capa fretica no es plana y puede seguir o no la topografa de la zona.


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6.4. Agua capilarSi la parte inferior de una masa de suelo seco se pone en contacto con el agua, el lquido

sube por los vacos hasta alcanzar cierta altura por encima del nivel libre. Este ascenso

se atribuye a latensin superficialque se desarrolla en la zona lmite entre el aire y elagua.

La existencia de tensiones de traccin en la pelcula superficial ha sido probada fuera de

toda duda hace ms un siglo, y la intensidad de las mismas ha sido medida por mtodos

distintos con idnticos resultados. Sin embargo, los conceptos bsicos relacionados con

las acciones moleculares que producen la tensin superficial son temas que se hallan

an en discusin.

Los ingenieros estn familiarizados con la expresinmovimiento capilardel agua. Lade ascensin capilar, frecuentemente usada, no es correcta, ya que el agua capilar puede moverse en cualquier direccin y no slo hacia arriba. Durante y despus de las

lluvias, cuando el suelo de la superficie tiene ms humedad que las capas inferiores, la

fuerza capilar sumada a la de la gravedad atrae el agua hacia el interior de la tierra.

Cuando el suelo de la superficie se ha secado por la accin del sol y del viento, el

movimiento del agua es ascendente.

En arenas de grano grueso, la humedad capilar se desplaza slo unos pocos centmetros,

pero muy rpidamente. Alcanza alturas mayores en suelos de grano fino, pero eldesplazamiento total puede durar meses y an aos. La velocidad y longitud del

movimiento capilar son mayores en los suelos hmedos que en los secos. El agua

capilar caliente se mueve ms rpido que la fra, probablemente por su menor

viscosidad.

7.- FENMENO CAPILAR Y PROCESO DE CONTRACCION

7.1. Tensin superficial. GeneralidadesCuando se altera la forma de la superficie de un lquido, de manera que el rea aumente,

es preciso realizar para ello un trabajo; ste se recupera cuando la superficie se retrae a

su forma primitiva, de modo que la superficie en cuestin resulta capaz de almacenar

energa potencial. El trabajo necesario para aumentar el rea de una superficie lquida

resulta ser, experimentalmente, proporcional a dicho aumento, definindose como

coeficiente de tensin superficial a la relacin entre ambos conceptos.


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dATsdw = . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .(1)

por consiguiente:

dAdwTs =

Donde:

dw es el trabajo necesario

dA es el aumento de rea del menisco.

=Ts fuerza de tensin superficial, que se mide en unidades de trabajo o energa entre

unidades de rea o sea, por ejemplo, en dinas/cm. Representa la fuerza por unidad de

longitud, en cualquier lnea sobre la superficie.

[ ]erficiedeunidad

trabajodeunidad Ts

sup=

Tomemos como unidades de fuerza la DINA y como unidades de long

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