Libro - Ingeniería Geológica TEMAS 3 Y 4

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MEGANIGA DE ROGAS • •

..... • t •

1 . Introducci6n

2. Propiedades fisicas y mecanicas de los materiales rocosos

3. Tensiones y deformaciones en las rocas

4. Resistencia y deformabilidad de la matriz rocosa

5. Discontinu idades

6. Resistencia y deformabilidad de macizos ~

rocosos .. 7 . Las tensiones naturales ., 8. Clasificaciones geomecanicas

J,1 Introduccion

Definici6n, finalidad y ambitos de estudiO

La mecanica de rocas se oeupa del estudio tearico y practico de las propiedades y comportamiento mecanica de los materiales meDsas, y de su respuesta ante la accion de fuerzas aplicadas en Sll eotoma. f~s i.c~o.

EI desarrollo de la mecanica de racas se Inle lO como consecuencia de la utilizaci6n del media geol6gico para obras superficiales y subterraneas Y e~plotaci6n de recursos mineros. Los distintos ambltos de aplicacion de la mecanica de racas se pued,en agrupar en aquelJos en que el matelial rocosa constltuye la estructura (excavaci6n de tuneles, galerias, taludes, etc.), aquellos en que la roea es el soporte de atras estructuras (cimentaciones de edificios, presas, e tc.), y aquellos en los que las rocas se emplean como matenal de eons-tl"Ucci6n (escoUeras, pedraplenes, reHenos, etc.). .,

La mecanlca de racas guarda una estrecha relaclon can otras disciplinas como la geologia estructur~l , yara el estudio de los pracesos Y estructuras tectOnlcas que afectan a las racas, Y la mecanica de s llel o~, para abordar el estudio de racas alteradas y meteonzadas

en superficie. , Las masas rocosas aparecen en 1a mayona de los

casas afeetadas pOl' discontinuidades a supetficies de debilidad que separan bloques de matriz rocos.a 0

«raca intacta» constituyendo en cOI1Junto los maCIZOS rocosoS (Figura 3. 1). Ambos ambitos son objeto de estudio de 1a mecanica de rocas, pero son pl'll1Clpa~ mente los pianos de discontinuidad .lo~ q.ue deternunan el earacter diferencial de esta d lsClpitna con respecto al estudio de los suelos, y los que hac~n que l a mecanica del medio roeoso presente un earactel dlS-

continuo y anis6tropo. . La earacterizaci6n de las racas Y de los maCIZOS w

cosos y el estudio de su comportamiento mecaI1ic~ y deformacional son compJejos debido a Ia gran vanabilidad de caracteristicas y propiedades que p~'e~entan y al elevado numero de factores que los condlClonan.

La finalidad de la mecanica de rocas es conocer y predecir el comportamiento de los. materiales rocosos ante Ia actuaci6n de las fuerzas mternas y extern~s que se ejercen sobre ellos. Cuando se excava un maClzo rocoso 0 se constrllyen estructuras sobre las fOcas se modjfican las condiciones iniciales del medio rocoso el cual responde a estos cambios deformandose y/~ rompiendose. A mvel microsc6pico, las particulas

118 INGENIERiA GEOLOGICA

IUI!I.mll!mfl.FEI'iI' Macizo rocoso. Bloques de. areni.sc~ del Buntsan~- stein independizados par dlscontlOuldades (cortesla

de Prospecci6n Y Geotecnia).

minerales sufren desplazamientos Y se pueden general' pianos de fractura como respuesta al nuevo estado ,de tensiones . A nivel de macizo racoso las deformaclOnes y raturas se suelen producir a favor de los pIanos

de discontinuidad. El conocimiento de las tensiones y las deforma~

ciones que puede Uegar a soportar el mate~' ia l recoso ante unas determinadas condiciones pernute evaluar su comportamiento mecanico y abordar el ~i sefio de estructuras y obras de ingen..i eria. La rel.acl6n entre ambos parametros describe el comportam.1ento de los diferentes tipos de racas y macizos roc.osos, que depende de las propiedades de los matenales y de las condiciones a que estan sometldos en Ia naturaleza.,

Las propiedades fisicas controlan las cru:acten stieas resistentes y deformacionales de la matnz rocosa (composici6n mineral6gica, densidad, .e~tructura Y fabrica porosidad penneabilidad, alterabilldad, dureza, etc.'), y son el ~esultado de la genesis, .condiciones y procesos geol6gicos y ~ect6.n.i cos. sufndos pOl' las rocas a 10 largo de su h"tona (FIgura 3.2). En el

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•

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Matriz rocosa Macizo rocoso

Origen geologico Sedimentario Igneo Metamorfico

Historia geologica Diagenesis Tect6nica (esfuerzos) Condiciones ambientales (agua, presion y temperatura) Erosion

Procesos de alteracion y meteorizacion

Composicion mineralogica

__ -~~ Densidad

Fabrica Porosidad

Permeabilidad Alterabilidad

Variacion en la composicion

mineralogica y en las

propiedades

C Litolog ia ~

Estructura Discontinuidades

Estado de esfuerzos

GdrogeolOg0 Zonas alteradas y

meteorizadas. Variacion de las

propiedades

Control geol6gico de las propiedades de la matriz rocosa y del macizo rOC050.

comportamiento mecallieo de los macizos roeosos int1uyel\ adem's las caracteristicas geologicas: litologias y estratigraffa, estructura geol6gica, discontinuidades tect6nicas 0 diageneticas, estados de esfuerzos ill. situ, etc. A am bas escalas la respuesta meca.nica es tambien funci6n de otras factores como las condiciones hidrogeol6gicas y las condiciones ambientales, el clima y los fenomenos meteorol6gicos, que actuan sobre el medio geol6gico y dan lugar a los proeesos de alteraci6n y meteorizacion, modificando las prapiedades iniciales de las roeas y macizos rocosos.

El estado y comportamiento meearuco de los macizos rocosos son resultado de la combinaci6n de todos enos, con diferente grado de importancia para cada situacion. Asf, en medios superficiales las discontinuiclades y los procesos de meteorizaci6n juegan un papel muy importante en el eomportamiento mecanico de los macizos, mientras que en profundidad sera el estado tensional preex istente el mayor condicionante de la respuesta meeanica.

EI estudio de la estroct'llra geologica y las discontinuidades es un aspecto fundamental en mecaruca de racas: los pianos de debi lidad preexistentes contro]an los procesos de deformaei6n y retura en los maeizos a cotas supeli'iciales, donde se realizan Ja gran mayorfa de las obras de ingenieria.

La mayor 0 menor influencia de los bloques de matriz rocosa en el eomportamienlo global del macizo dependera de las propiedades relati vas de ambos COl11ponentes, del n(lmero, naturaleza y caracteristicas de las disconti.nuidades y de ]a escala de trabajo 0 a111-

bito eonsiderado. POI' ejel11plo, en macizos racosos forl11ados pOl' bloques de racas duras, con propiedades resistentes elevadas, seran las discontinllidades las que controlen los procesos de retura y deformaci6n, mientras que en macizos diaclasados con l11atriz roeosa blanda las difereneias en el eOl11portamiento de ambos no sera tan relevante. Para evalllar estos aspectos con vistas al disefio de una obra 0 estructura, habra que considerar las dimensiones de la misma con respecto a la estructura del macizo raeoso y a la separaci6n entre discontinuidades (Figura 3.3).

Las obras de ingenierfa modifican el estado tensio· nal a que es tan sometidos los macizos rocosos en un tiempo muy corto en relaci6n a los procesos geo16gicos, y plleden tener lugar interacciones mutuas entre la Liberaei6n 0 redistribuc.ion de 10s esfllerzos naturales y las. estructuras. POI' ello, es importante conocer el es tado de tensiones previo y evaillar Sll influeilcia sobre las obms.

EI agua presente en los macizos rocosos reduce Sll res istencia, genera presiones en el interior de los mismos y altera sus propiedades, dificultando las ex eavaciones sllperficiales y subterraneas. Para evaluar la influencia del agua deben estudiarse las caracterfstieas de la permeabilidad y el fiujo en los mac izos rocosos. Las propiedades del med io rocoso deben evaJuarse teniendo en cuenta las condiciones del agua subterranea.

Como se ha apuntado en el primer capitulo, las diferencias entre el tiempo geologico y el tiempo a escal a hUl11ana son un aspeeto importante a considerar

J MECANICA DE ROCAS 119

Dimensiones de las obras de ingenieria con respecto a la estructura del macizo y a la separacion entre

discontinuidades.

con respecto a las consecuencias que las obms de ingenierfa tienen sabre el comportamiento del terreno. Las obms ~(acel eran» determinados procesos que de una forma natural tardarfan cientos 0 miles de ail os en producirse: la meteorizaci6 n de superficies rocosas excavadas, la Jjberaci6n de tensiones naturales yapertura de discontinuidades, la modificaci6n de flujos de agua, etc. Todo ell o da lugar a la dismi nuci6n de la resistencia de los macizos rocosos en periodos de tiempo muy cortos (meses 0 unos pacos aTlos) . Para evaluar estas ill fluencias debe estlldiarse la evoluci6n de determinadas propiedades de los materiales rocosos con el tiempo y de las condiciones geol6gicas, ambientales Y mecanicas a que estan sometidos .

La mcteorizacion, causante de la des in tegraci6 n Y la descompos ici6n del material racoso, es el mas il11 -portante de los pracesos tiempo-dependientes, afectando principalmente a las racas arcillosas. Tambien pueden darse procesos de «hjnchamiento» 0 «expansi6n» en algunos tipos de racas pOI' Liberaci6n de tensiones 0 por reacciones qufmicas, como el paso de anhidri ta a yeso pOl' hidrataci6n.

Determinados materi ales rocosos bl andos 0 intensamente fracturados pueden presentar un comportamiento reol6gico, sufr iendo procesos de fluencia 0

creep, en los que la perdida de resistencia, una vez alcanzado un determinado nivel de deformaciones bajo una carga aplicada, es s610 cuesti6n de tiempo.

Estos fac tores citados son los campos de estudio de la mecallica de racas aplicada a la ingenierfa geologi-

120 INGENI ERiA GEOLOGI CA

Alternancia de materiale~ rocoSOS con diferente composici6n y estructura en un talud de un macizo volcanico en La Gomera. que se manifiesta en distintos grados de alterati6n, resist encia y comportamiento

mecanico (foto M . Fer re r).

ca, y se desarraUan en los di ferentes apartados de este

capftulo. Pm-a predecir la respuesta de los macizos rocosos

ante una detenninada actuacion que suponga un cambio de las condiciones iniciales, deben estudiarse SLI S

propiedades globales y SlI comportamiento mediante los metodos de investigacion Y estudio habituales en ingenierfa geol6gica y en geotecnia. El conocimiento geol6gico y las observaciones de campo son aspectos fundamentales para la evaluaci6n de las condiciones mecanicas de las rocas. Los resultados de los ensayos in. situ. y de laboratorio son, junto con los allalisis, la aplicacion de los criterios de resistencia empfricos y las 1l10delizaciones, las herral11ientas de que di spone la mecanica de racas para determinar las prapiedades geomecanicas necesari as para el estudio y la predicci6n del comportamiento de las racas y macizos rocosos. En todos los casos, Y an te la complejidad de los elementos que componen el medio geologico, la experiencia es un factor de gran importancia para la

cOlTecta interpretaci6n y valoraci6n de los diferentes aspectos.

Los ensayos de laboratorio pennjten cuanti ficar las prapiedades ffs icas y mecanicas de la matriz racosa que definen su comportamiento mecalljco:

La naturaleza de la raca. La resistencia ante la rotura. La deformaci6n a corto y largo plazo. La influencia del agua en el comporlamiento.

- EI comportamiento ante la ll1eleorizaci6n. - EI comportamiellto en funci6n del tiempo.

Existen ensayos de labora torio, como los de corte 0 razamiento sobre discontinuidades, que permi ten extrapolar al cO ll1 portamjento del conj ul1 to matri z-discontinuidades.

Los ensayos in situ miden las propiedades de los l11acizos roeosos en su estado y condiciones naturales y a esealas representa tivas, ademas de penniti r simular sobre el terreno situaciones a las que se puede vel' sometido el macizo al construir lIna obra 0 es tructura.

Rocas y suelos

Las ro~as son ~gregados naturales duras y compactos de part lculas ITIlIlel'ales con fUeites uniones cohesivas pel'manentes que habitual mente se consideran un sistema continuo. La praporci6n de diferentes minerales, I~ estrllctura granular, la textura y el origen de la roca sU'ven para su c1asificaci6n geol6gica.

. Los suelos, segun su acepci6n en ingeni erfa geol6-glca, son agregados naturales de granos minerales un.idos pOl' fue~ .. z~s de contacto normales y tangenciales a las superficies de las partfculas adyacentes, separa~ les. ~o r medios mecc'inicos de poea energfa 0 par agltaclOn en agua.

A diferencia de los suelos, la composici6n, caracterfsticas y prepiedades de las racas son altamente variables, con fi riendo a los materiales naturales un carfic tel: heterageneo y anisotrapo, 10 que hace que el estudlO y la modeli zacion de su comportamiento en el I~borato rio sea una labor diffc il , debido, entre olres factores, a los probl emas asociados a la oblenci6n de m:lestras representati vas y, a la escala de trabajo. Ademas la.s rocas estan afec tadas pOI' procesos geol6gicos y. ~mblen ta l es que dan lugal' a su fractul'aci6n, alteraCIOn y meleorizaci6n.

En cuanto a las propiedades ffs icas y mecanjcas, al gu nas de las principales caracterfsticas di ferenciales de las racas son:

- Generaci6n de mecani slllos y superficies de fractura en l os procesos de deformaci6n. M6dulos de deformaci6n altos en comparaci6n con los sllelos.

Material arcilloso muy alterado con caracteristicas com unes de las rocas y los suelos.

Baja permeabiLidad en comparaci6n con los sllelos.

Can respecto a sus condiciones y caracterfsticas ;11 silU, a diferencia de los suelos, los macizos rocosos esta.n. afectados por juntas tect6nicas y otras pianos de debl.ll dad , y estan sometidos a tensiones natu rales relacionadas con esfuel'zos tec t6nicos, Illient ras que los suelos estan stljetos a estados de esfucrzos ill. silu rei ativamente bajos debidos a las fu erzas Ijtostaticas. UI~ ~riter i o ampliamenle extend ido en ingeni eria

geologIca para el establecimiento de los limites entre s~lelo y roca es el valor de la resistencia a compres i6n simple, 0 maximo esfu el'zo que soporta una probeta antes de romper al ser cm'gada ax.i.almente en laboratorio. En la zona de transici6n se encontrarfa n los denomi nados suelos du ras y racas blandas . Los lirnites ~ ugeridos pO I' diferentes c1asificac iones y au tores hal) Ido rebajandose hasta 1 6 1,25 MPa debi do a que algunas rocas muy blandas presentan rcsistencias de este ordell , valor que actual mente se considera adecuado (Cuad ros 3.7 y 3. 10). . ~e UIl <J form a sil11 plificada las rocas se pueden c1a

sl.fl car, en base a su com posici6n, relaciones geomctn c~ls de sus partfculas (textura) y carac terfsticas genetlcas, en los siguientes grupos:

- Rocas sedimentarias: c1 etrfticas y no detrft icas. - Rocas fgneas: plu t6nicas y vo\canicas. - Rocas metam6l'fi cas.

Macizos rocosos

Como se ha definido al principio de este capftulo, las masas rocosas se presentan en la naturaleza afectadas por una serie de pianos de discontinuidad 0 debiLidad

J MECAN ICA DE ROCAS 121

., ,

Transicion roca-suelo

Los suelos se originan par los procesos de alteraci6n y disgregad6n de Jas meas sedimentarias, fgneas 0 metam6rticas a que dan lugaL" los procesos geo16gicos externos y los fen6menos climaticos. Se forman suelos residuales cliando el produclo de descomposici6n de la raea pennanece en el Jugal' de origen, a suelos transportados cliando no pennanece en SlI lugar de origen. Estos procesos ffsicos comienzan en el momento en que LIlla raea. situada en la sliperfic ie telTestre sufre fragmentaci6n mecanica pOl' fen6menos ffsicos 0 qufmicos y, en el casa de los suelos transportados, comprenden las siguientes eta pas:

Disgregaci6n Y removiJizacion de las partfculas par alteraci6n y meteorizaci6n de la raea madre. Transporte del material pOl' agentes eon ciertos ni veles de energfa. Aeumulacion del material en zonas de bajo nj vel energetico, iniciandose los pracesos de sedimenta-

a)

cion controladas par las caracterfsticas mecanicas, ffsico-qufmieas Y biologieas del ambiente. Transforl11acion mediante diagenesis en un nuevo material coherente y compacto, con disminucion de la porosidad, aportes de Iluevas sustancias y cambias l11ineralogicos.

EI cicio del praceso sedimentario se cierra cuando se produce la transformacion de los suelos en racas sedimentarias (Litificacion).

En ocasiones el limite entre suelo y roca es diffc il de definir. En el ejemplo de la foto a) se observa un Hmite neto entre el suelo transp0l1ado y Ia raca, mientras que en el casa b) existe una gradacion entre el suelo residual, formado par la alteracion in situ, y Ia raca madre, no siendo posible establecer un Ifmite neto entre ambos ma

teriales.

b)

a) Umite neto entre suelo y roca (foto cortesia de R. Mateos). b) Transici6n continua entre roca y suel0 de alteraci6n que no ha sufrido transporte (foto M. Ferrer).

que separan bloqlles de matriz rocosa, farmando los macizos rocosos . Para e l estudio del cOl11portamiento mectl ni co del macizo rocOSO deben estlldi arse las prapiedades tanto de la matriz como de las d iscontinlli

dades. Esta eSlructura «en bloques» confi ere una naturale

za discontinua a los conjuntos rocosos en cuanto U SllS

propiedades y a su comportamiento. Ademas la presencia de disconttlluidades sistematicas con determinada orientacion, como los pi anos de estratificacion 0 super-

1ZZ INGEN IERiA GEOLOG ICA

ficies de lam inaei6n, impliea un comportamiento anisotropo, es decir , las propiedades mecanicas cambian seglin la direccion considerada: par ejemplo la resistencia de un macizo rocoso estrati ficado puede variar dr<l.st icamente para las di recciones pm·ale1a y perpendicular a la orientaci6n de los pianos de estratificaci6n. Otra caracteristica de los macizos mcosos es su heterogeneidad a variabilidad de propiedades ffsicas y med illicas en distintas zonas del macizo rocoso (Recua

dro 3.2).

., ,

Matriz rocosa, discontinuidades y macizo rocoso

Matriz rocosa es el material rocoso exento de discontinuidades, 0 los bloques de «roea intacta» que quedan entre eUas. La matri z rocosa, a pesar de considerarse eo?tinua, p~·esenta un eomportamiento heterogeneo y atlls6tropo hgado a su ffibrica y a su microestructura mineraI. Meca.nieamente queda caraeterizada pOl' su peso especffico, resistencia y deforrnabilidad.

Una discontinuidad es cualquier plano de origen mecanico 0 sedimentario que independiza 0 separa los bloques de matriz rocosa en un macizo rocoso. Generalmente la resistencia a la traccion de los pianos de discontinuidad es muy baja 0 nula. Su comportamiento mecanico queda caracterizado par su resistencia al corte 0 , en su caso, por la del material de relleno.

Macizo rocoso es e l conjunto de los bloques de matriz rocosa y de las discontinuidades de diverse tipo que afectan al medio mcoso. Mecanicamente los macizos rocosas son medios di scontinuos, anis6tropos y heterogeneos. Praeticamente puede considerarse que presentan una resistencia a la traccion l1ula.

• Anisotropia: la presencia de pianos de deb iii dad de orientaciones preferentes (estratificaci6n , laminacion, fa millas de diaclasas tect6nicas) implica diferentes propiedades y comportamjento mecanico en [uncion de la direcci6n considerada. Tambien la orientaei6n de los esfuerzos que se ejereen sobre el material roeoso puede implicar una anjsotropfa asociada al estado tensional.

• Discontinuidad: la presencia de discont inuidades (superficies de estratifieacion, juntas, [al ias, diques, etc.) rornpe la continuidad de las propiedades mecanicas de los bloques rocosos, confiriendo al macizo

'. "

• ,

Matriz rocosa intacta is6tropa y homogEmea a escala macrosc6pica. Toba volcimica.

un comportamiento geomecanico e hidraulico discontinuo, condicionado por la natllraleza, frecuencia y orientaci6n de los pianos de discontinuidad.

• Heterogeneidad: las zonas can diferente litologfa , grado de alteraci6n 0 metearizaci6 n, contenido en agua, etc., pueden presentaJ" propiedades muy diferentes.

Las discontinuidades y los bloqlles de matri z constituyen en conjunto la estructura rocosa, y gobiernan el comportamiento global del macizo mcoso, predominando uno U otro componente en funci6n de sus propiedades relativas y de la escala 0 arnbito de estlldio en el macizo.

Ademas de las propiedades intrfnsecas del macizo racoso as~ciadas a las caracterfsticas de la matriz racosa y de las dl scontinuidades, que definen en gran parte su resistencia, existen otros factores que afectan a su comportamjento mecan.ico, como son:

Estructuras tect6nicas y sedimentarias no di sconti nuas en el macizo rocoso (por ejemplo los pliegues) . Las tensiones naturales a que esta sometido (estado tensional in situ.). Las condiciones hidrogeol6gicas y los factores geoambientales.

-~

Macizo roeoso fracturado con varias familias de discontinuidades y zonas con diferente grado de alteraci6n. Areniscas.

(fatos M. Ferrer)

J MECAN ICA DE ROCAS 1Z3

La roca 0 matriz rocosa a escala microsc6pica, e incluso de probeta de laboratorio, tambien presenta un caracter disconlinuo, anis6tropo y heterogeneo debido a la presencia de planas de laminacion, microfisuras, orientacion preferente de minerales, etc. No obstante, bajo el punto de vista geotecnico, en much as de las apLi caciones de la mecanica de racas Ia ma.t~iz rocosa se considera continua e isotropa en relaciO n con el macizo rocoso en su conjunto.

Las superficies de discontinuidad constituyen pIanos de debilidad que gobiernan, en la mayoria de los casas, el comportamiento geomecanico de los macizos rocosos, al condicionar la resistencia del conjunlo y los mecanismos y zonas de deformacion y rotum. Este control pOl' parte de las discontilluidades es defi nitivo en macizos de rocas duras y resistentes (como granitos a cuarcitas), donde la resistencia de los bloques de matriz es muy superior a la de los pl,a~10s qu.e los separan. En macizos rocoSOS blandos (lutltJcos, PlzarrosOS, margosos) la diferencia entre la resistencia de ambos componentes puede no ser mlly impol'tanle, e inclusa Uegal' a gobernar el compol'tamiento del ma

cizo la matriz l'ocosa. La presencia de discontinuidades singulares en los

macizos racosos, de mayor escala que las fam ilias sistematicas, como pianos de faUa , diques 0 superficies de separacion litol6gica, puede controlar su comporramiento mecanico, pOl' encima de las fam ilias sistema

ticas (Figura 3.6) . Al realizar obms sobre el terreno, como excavacio

nes 0 cimentaciones, se 1l10difican las condiciones iniciales y las fuerzas que actllan sobre los rnacizos 1'0-

cosas, tanto las internas, debidas al prapio peso 0 a las propiedades intrinsecas de los materiales, como las fuerzas externas: aparecen presiones intersticiales por modificacion del fllljO y de los niveles f~e.:itic?s, se aplican cm'gas adicionales, etc. Estas modlflcaclOnes en el estado tensional, junto con las caracteristicas y prapiedades resistentes y defonnacionales ,d~ los materiaies roeosos, eontraian la respuesta mecal1lca y los ll1odelos de deformacion Y ratura.

Los factores geol6gicos que dominan el comportamiento y las propiedades mec:,l.n icas de los macizos

mcosos son:

_ La litologfa y propiedades de la matri z racosa. La estructura geologica y las disconti nll idades. EI estado de esfuerzos a que esta sometido el

material. EI grado de alteracion 0 meteorizacion. Las condi ciones hidmgeologicas.

EI tipo de raea y su grado de alteracio n determinan las propiedades l'esistentes de 10:1 matriz meosa. La es-

1 Z4 INGEN IERiA GEOL6G1CA

Falla atrave5ando un macizo rocosO calcarea (corte

sla de Prospeccion Y Geotecnia).

tructura geologica del macizo rocoso define zonas Y pianos de debiLidad, concentracion de tensiones, zonas proclives a la meteorizacion, cami.nos de tlujo de agua, etc. Los esfuerzos que actuan sabre las racas determinan los modelos de defonnacion Y el comportamiento mecanico del conjunto del l11acizo~ el estado de esfuerzos es consecuencia de la historia geol6gica, aunque el conoci.miento de es ta no es suficiente pma su evaillaci6n cuantitativa.

Un aspecto importante en el estudio de los macizos rocosos es la influencia de los procesos de alteracion a meteorizacion sobre algunos tipos de racas poco resistentes como las margas, lu titas, pizarras arci llosas, etc., cuyas propiedades varian considerablemente con el pasa del tiempo ante su exposicion a las con?iciones atmosfericas 0 a la accion del agua, 0 debldo al cambio en el es tado de esfuerzos, facto res que slIelen if asociados. En el caso de construccion de una obra de ingen ieria sabre 0 en este tipo de materiales, ~eb.e tenerse en cuenta que Sll resistencia puede dism\l1ll1r despues de un tiempo hasta a\canzar el Umite de esta-

bilidad.

Las caracterlsticas litologica5 y estructurales y las condiciones ambientales determinan la gran variabilidad de las propiedades ffsicas y m ecanicas de los macizos rocosos. La fotog raffa de la izquierda corresponde a un macizo rocoso blando y alterable con litolog1as de diferente competencia y estructura en capas horizontales, con pocas discontinuidades t ectonicas. EJ macizo rocoso de la derecha esta formado par roca dura competente. con finos estratos replegados y afectado par fracturacion intensa (fotos M. FerreL)

JIG Propiedades fisicas y mecanicas de los materiales roc os os

Caracteristicas del media rocasa

EI estudio de la mecanica de solidos asume generalmente lin comportamiento homogeneo, continuo, is6-tropo, elastico y lineal que los muteriales racosos no preselltan . La gran variabilidad de las caracteristicas y pmpiedades ffsicas y mecani eas se refleja tanto a escal a de matri z mcosa como de macizo rocoso fracturado.

La dife rente composicio n quIl11.ica de los agregadas heterogeneos de eri stales y partfculas amorfas que forma n las rocas l'epl'esenta la esca la mas pequefia en el estudio de la variabilidad de las propiedades; as I, una arenisca puede estar cementada par sfli ce a por calci ta, un granito puede eontener cantidades variables de cuarzo, etc. La fab rica 0 petrof,lbrica de las racas, consecllellcia de su genesis e hi storia geologica, presenta direcciones preferenciales de anisotmpia pOl' orientaci6n de cristales y granos, 0 pianos de foliacion 0 esquistosidad ; los poras, microfi suras, recristalizaciones, etc., imprimen un caract.el' disconti nuo y no lineal , y la desigual di stribucion de los minerales y componentes rocosos configura lin medio

heterogeneo. Tambien la alteracio n y meteorizacion par procesos fisicos y qUlmicos modifica la composicion de las racas, apareciendo nuevas minerales can propiedades diferentes.

Aunque pOl' 10 general a escala de macizo la matriz mcosa suele considerase como lin material isolropo y continuo, los aspectos anteriol'es SOil importantes en el estudio de detenninados tipos de matel'iales rocosos, como SOil las rocas que presentan laminacion 0

esquistosidad. A la hora de evaluur la intluencia de estos «defectos» tall1bien debe tenerse en cllenta la escala a el ambito de tl'abajo. Par ejell1plo, en estudios de caracterizacio n de la matd z rocosa a ni vel de probeta en laborato rio, para detenninadas aplicaciones de la ingenierfa geologica, como la seleccion de ell1plazamientos para almacenar residuos radiactivos, deben sel' inves tigadas en de talle las propiedades de la \11alriz rocosa y las caracteristicas previamente citadas; nlientras que las mismas tendran menor irnportanc ia en el estudio de m<lcizos rocosos resistentes fractura~

dos, con compol'tamiento discontinuo, donde los bloques de matri z rocosa pueden ser considerados homogeneos e isotropos.

J MECAN ICA DE ROCAS 1 ZS

.. ., ,

Propiedades fisicas y mecanicas de las rocas

Las propiedades risicas de las roc~s son ~l r~lIltado, d.e su composici6n minera16gica, f6bn ca e hlstona geologIca deformacional y 3mbientai, incluyendo los procesos de' alte raci6n y meteorizacion. La gran variabilidad de estas propiedades se refJ eja en comportamientos meca.ni cos diferentes frente a las fu erzas que se aplican sabre las roeas, comportamientos que quedan definidos por la resistencia del material y por su model a de deform acion ; asf mjelltras un granito sano se comporta de forma elasti-

•

Fotografia A (microscopio optical·

Granito (Fatagrafia A)

Roca ignea acida intrusiva

Cristales de grana gruesa interconectados sin orientacion

textural

_ Composicion: cuarzo, feldespato, micas y minerales mati

cos

Lulila (Fatagrafia B)

Fuerza

ea y fnl gil frente a elevadas cargas, una marga 0 una lutita pueden presentar un comp0l1amiento ductiJ ante esfuerzos moderados 0 bajos.

Seran par tanto Las propiedades ffsicas de las roe as las que determinen su comportamiento mecanieo, eom.o se ilustra en las fi guras de este reeuadro. La cuantlficaeion de estas propiedades se lIeva a cabo mediante teenicas especfficas y ensayos de laboralorio (Cua

dra 3 .1 ).

Fotograffa B (microscopio electr6nico).

A)

Deformaci6n

Comportamiento fragil

B)

Roea sedimentaria elastica arcHlosa Ensayo de compresi6n simple

126

Grano fino can bandeado y orientaeion paraiela de mine

rales

Campasici6n: minerales arcillasas (illita, caalinita, etc.), cuarzo y otros minerales

INGENIERiA GEOLOG ICA

Deformaci6n

Comportamiento ductil

•

En las propiedades y en el comportamjento medini co de los macizos rocosos competentes intluye el grado de fracturacion y de meteori zacion , la presencia de aglla, 1£1 orientaeion y tipo de discontinuidades, e l tamano de los bloqlles, etc. La importancia de las diseontinuidades, como son los pianos de es tratificacio n. diac1asas, fallas, etc., sera tam bien relativ3 en fllD cion de la escala de trabajo: si e l efecto de las discontinuidades sobre el comportamiento del macizo no es importante, 0 si es peq ueno con respeclo a la escala de la obra 0 estructura considerada, el medio puede ser considerado continuo, pero si las d imensiones de los pianos 0 zonas de debiLidad afectan al comportamiento del macizo en el ambito considerado, su eSludio debe ser abordado por separado.

Propiedades fisicas de la matriz rocosa

Existen una seri e de parametros que se emplean para la identjficaci6n y descripci6n cuantita tiva de las propiedades bas icas de las rocas y pernuten, asf mismo, establecer una primera clasificac i6n con f ines geatec-

nicos. Estas propiedades, denomjnadas propi edades Indice, sent ll las que determinen en primera instancia, junto con la composicion mineral6gica y la fabrica, las propiedades y el comportamiento mecanico de la matriz rocosa. E n el Cuadro 3.1 se incluye una Li sta de todas e lias y los metodos para Sll evaluacion.

La descripcio n geologica de 1£1 roca incluye su nombre, mineralogfa , tex tura, tipo de cementacion y grado de alte racion . La descripcion petrogntfica se realiza mediante la observacion macrosc6pica de las muestras y el anfiLisis microsc6pico. necesario para conocer la composici6n, textura, fabri ca, grado de al teraci6n, nucrofracturaci6n, porosidad, etc. Este ulti -111 0 se Il eva a cabo mediante e l anal isis de laminas delgadas, microscopfa optica y e lectronica y el emplea de tecnicas de difraccion de rayos x .

EI estudio petrofisico de la matriz rocosa permite interprelar sus prop iedades fisicas en Funci6n de sus componentes y caracterfsti cas pe trog raficas (poros y f isuras, un iones intergranua lres, an isotropfas, minerales, composici6n qufmica, e tc .), medi ante la descripcion de pantllletros pe trogrMicos y procedimientos especi£icos para su evaluacion (Montoto y Esbert, 1999).

Propiedades de la matriz rocosa y metodos para su determinacion

Propiedades Metodos de determinacion

Composici6n mineral6gica. Desc ripci6n visual.

Fabrica y textura. Microscopfa 6ptica y electr6 nica.

Tamafio de grana. Difracci6n de rayos X.

Color.

Propiedades Porosidad (n).

de identificac i6n Peso especffico (1'). y clasificaci6n Tecni cas de laboratorio.

Contenido en humedad.

Penneab ilidad (coefi cienle de perllleabi lidad, k) . Ensayo de permeabi lidad. . Durabiljdad.

Ensayos de alterabilidad . Alterabilidad (indice de alterabilidad).

Ensayo de compres i6n uni ax ial. Resistencia a compres i6n simple (oJ. Ensayo de carga puntual.

Martillo Schmidt.

Resistencia a tracci6n (a,) . Ensayo de Iracci6n directa .

Propledadcs Bnsayo de I'racci6n indirecla.

mecani cas Medida de velocidad de ondus ehisticas

Velocidad de ondas s6nicas (V,,, V~) . en laboratorio.

Res istencia (panlmetTOs C y ¢). Bnsayo de compres i6n tria xi al.

Deforrnabilidad (m6dulos de deformaci6n elastica Ensayo de compresi6n uniaxial. estat icos 0 dinamicos: E, v). Ensayo de velocidad s6nica.


Aspectos como la orientac i6n prefe rente de minerales la dureza 0 la es tructura cri stalina pueden determi;laf la reacci6n 0 respuesta mecallica de la raca frente a fuerza s externas. Muchas de las propiedades ingenie riles de las racas depend~n de la estru~tura de las partfcul as minerales y de la forma en que estas es

tan unidas. Las propiedades ffsicas 0 pl"opiedades ind.ice de

las roe as se detenninan en laboratorio; las mas IInportantes a ni vel de influenc ia en el comportamiento mecanieo son la porosidad, e l peso especifi co, la pe~meabilidad, la alterabilidad, la res istencia y la velocldad de propagaci6n de las ondas s6nicas. Algu n ~l~ de es tas prapiedades, ademas de serv ir para su c\aslflcaci6n, estan directamente relac ionadas COil las caracterlsticas resistentes y defo rmacionales de las rocas.

La porosidad es la re laci6n entre el vol limen ocupado por los huecos 0 poros en Ia raea, Vv' Y el volumen total V (pattleulas s61idas + hueeos): 1/.(%) =: V,;V. Es la propiedad que mas afecta a las caraeten stlcas resistentes y mecanicas, siendo in versamente proporcional a la res istenc ia y a la densidad y d iJect.amen~e proporcional a la defo rmabi lidad, ya que lao ~x l sten c l a de huecos puede dar lugar a zonas de debi lidad. Los poros, en el caso de rocas crista linHS, ~gneas 0 metamorfieas, pueclen SCI' microfisuras a gn etas en la matriz racosa. La porosidad, en general , decrece con la profundiclad y con la edad de las rocas.

EI valor de II puede variaI' en tre e l 0 % y e l 90 %, con valores normales entre 15 % y 30 %. Las rocas sedimenta ri as carbonatadas bioclasticas Y las w eas voleanicas pueden presentar va lores muy. e levados de porosidad, al igual que las racas meteon zadas 0 a lt~radas. En e l C uadra 3.2 se incluyen datos de porOSI

dad de alounas rocas. La po;osidad eficaz es la re lac i6n entre e l volu

men de poros interconectados Y e l volumen de la ll1uestra. Puede obtenerse a partir de los pesos seeo y

saturado de la muestra:

lie = (WSl\\ - Wscw)/(Yw V)

En las racas es frecuente que los poros no esten interconectados, pOl' 10 que la porosidad real sera mayor que la efi caz. EI fndi ee de poros se define como la re lac i6 n entre e l voilimen ocupado P?r los hll~cos, V

IJ, y el vo ilimen ocupado par las partlclilas soll

das, Vso\: e = Vj Vso\'

EI peso especifico 0 peso llnitario de la raca depende de sus componentes, Y se d~fi ne eOIllO e l peso pOI' uniclad de vollllllen. Sus u111dades son las d e fllerza (ki lopond io, newton , tonel ada-fuer~a, elc.) pOl' volumen. En genera l se considera e l 11l1 S Ill ~ valor para e l peso espedfi co, 'Y , Y para la d.ensldad , p (p = Illasa/ volumen), pOl' 10 que en ocas lo~l es. en la bibLLograffa geotecnica se e lllplea e l tenmno

1 Z8 INGENIERiA GEO LOGICA

Valores tipicos del peso especifico y porosidad de las rocas

Roca Peso especifico Porosidad (%)

(glem')

Andesita 2,2-2,35 10- 15

Anfi bolita 2,9-3,0 -

Arenisca 2,3-2,6 5-25 ( 16,0)

Basalto 2,7-2,9 0,1-2

Caliza 2,3-2,6 5-20 ( 11 ,0)

Carb6n 1,0-2,0 10

Cuarcita 2,6-2,7 0,1-0,5

Creta 1,7-2,3 30

Diabasa 2,9 0, 1

Diorita 2,7-2,85 -Dolomia 2,5-2,6 0,5- 10

Esqu isto 2,5-2,8 3

Gabro 3,0-3, 1 0, 1-0,2

Gneiss 2,7-3,0 0,5- 1,5

Granito 2,6-2,7 0,5- 1,5 (0,9)

Grauvaca 2,8 3

Marmol 2,6-2,8 0,3-2 (0,6)

Lutita 2,2-2,6 2-1 5

Pizarra 2,5-2,7 0, I- I

Ri olita 2,4-2,6 4-6

Sal 2, 1-2,2 5

Toba 1,9-2,3 14-40

Yeso 2,3 5

EnLre pan! l1lesis algu nos valores medlos de porosld.td efi caz. Datos seleccionados a partir de Goodman (1989), Raltn (1986). WalLltan ( 1999), Fanner (1968).

«densidad» allnque se este hac ienda re ferencia a l peso especffico (a l trabajar con e l peso debe quedar clara que se trabaj a con ullidades de fllerz.,a y no de masa; asl y = p g = I g",",,/em3

. 980 em/s- =; 980 dinas/c ll1 ] = 1 gfllCI""f.,JC ll13 0 )1 =] 1.000 kg/ Ill" 9,8 m/s' = 9.800 N/m3 = 1.000 kp/ m ).

Las racas, a dife renc ia de los suelos, preselltan Ull a

gran variac i6n de valores de peso esp~cffico. En e l Cuadra 3.2 se incluyen los valores medlOs de algunas

racas. . . La permeabiUdad es la capaeidaci de tranS1l11tlr

agua de una raca. La ll1ayorfn d~ las ro~.as pl:e .. sentan penneabilidades bajas 0 mlly baJas. La flitraciOn yel fluj o del agua a traves de la matri z r~cosa se produce a favor de los poras y f isUl'as, depend lendo la pernl.eabilidad de la in terconex i6n entre e llos y de olros factores como e l orado de meteorizac i6n, la aIlisotropfa a e l estado de est'uerzos a que esta sometido el Ill a teri~~.

La penneabilidad de una roca se mi~~ pOI' e~ c~el' ~ ciell te de penneabilidad 0 de conduct l v l ~ad hldraull ea, k, que se expresa en m/s, em/5 6 m/d la:

k = K(y",M

donde K es la permeabilidad intrfnseca (dependiente

(micamente de las caracterfsticas del medio ffsico), Yw es el peso especffico de l agua Y tt es la viscosidad del agua (ver Apru"tado 5 .2 de l Capitul o 5).

Para flujo laminar, la ley de Darcy relaeiona la cantidad de flujo Q con el gradiente hidnl ulico de pres ion durante el flujo , i (d iferencia de presi6n por un.iciad de longitud):

Q = k iA

Puecie cOllsiderarse que en la ll1ayorfa de las rocas, a n.ivel de matri z racosa, el f111jO sigue 1£1 ley de Darcy:

q, = k(dh/d x)A

siendo qx e l caudal en la direcci6n x (volumen/ tiempo), h la altura hidnl ulica, A la secci6n normal a la di reeci6n x, k la conducti vidad hidraulica.

EI Cuadra 3.3 inc111ye valores del coefic iente de permeabilidad de algunas rocas . Ante la dificliitad en la estimaci6n y valorae i6n de es te para metro , sus valares se indican en ordenes de magnitud.

La dllrabilidad es la resistencia que la mea presenta ante los procesos de alteracion y desintegrac i6n , propiedad a la que tambien se alude como alterabili dad, defin iendose en este caso como la tendencia a la rotura de los componentes 0 de las estructuras de la roca.

Diversos pracesos como la hidratac ion, di soluc i6 n, oxidaci6n, etc., cambian las prapiedades del material mcoso. En determinados tipos de rocas, como las volcanicas , lutfticas 0 pizarrosas, con cantenidos importantes de mLllerales arcillosos, la exposici6n al aire 0 la presencia de agua degradall de una forma muy importante las propiedades resistentes, de lal forma que es tas pueden ser sobrevaloradas para usos ingenieriles como excavaciones superfic iales, tune1es, terraplenes, etc., si 110 se considera su comporlamiento a medio plazo, Ll na vez se ponen en contacto con la atm6sfera.

Valores tipicos de permeabilidad de la matriz rocosa

Roca

Areni sca Cali za y dolomfa Esquislo Pi zarra Granito Lutita Rocas metam6rficas Rocas volcanicas Sal

k (mls)

10 - 5_10 - 10

10- 6_\0 - 12

1O - 7_ [o ~ 8

10- 11 _10 - 13

10 - 9_10 - 12

1O - 9~ 1O - 13

10 - 9_10 - 12

10 - 7_10 - 12

< 10- 11 _10 - 13

La durabihdad de la raca aumenta con la densidad y se reduce con el contenido en agua.

La durabilidad se eval(ja mediante el ensayo de sequedad-h umedad-desmoranamiento, 0 slake dllrabili~ ty test (SDT), que consiste en someter al material , previamente fragmentado, a c ic10s estanclar de humedad-sequeclad-desrnoronamiellto de 10 minutos de duraci6n en e l laboratorio. E n la Figura 3.8 se muestra el aparato de ensayo. Los fl'ag lllentos de roca deben ser pesados desplles de secarlos en e l homo, e intl'Oduc idos en un tambor con una malla exterior de 2 mm que se lIella con agua hasta un nive l pOI' debajo del eje del tambor. Se rata entonces e l tambor lin l1umero determinado de veces. Las muestras que permallecen en e l tambor se extraen, se secall al horno y se pesan, y se vue lve a repetir el cic1o. EI fndice de dllrabilidad, I f), representa el porcentaje de raca, en peso seco, que queda retenido en el lambor despues de LIllO

o dos c iC\os de desmoronam.iento (/m . 1m), Y puede variaI' entre 0 % Y 100 %:

Peso seco despues de UIlO ados ciclos ID(%) =

Peso inicial de la J1111estra

La c1asificaci6n estandar se establece en base al valor de I D2 (Cuadra 3.4). En el caso de raeas arcillosas muy debiles en las que se obtienen valores de 10 2

menores del 10 % despues de l segundo cicio, se recomi enda emplear el IJldice correspondiente al primer c ic io, 1 DI (Cuadro 3.5).

Existen otras ensayos de laboratorio para la evaluac ion de la durabilidad, que igualmente consisten en si mular los procesos de meteorizaci6n para debilitar, fracturar y disg regar la raca mediante ciclos humedad-seq uedad, calentamiento-enfriam ien to, h ie lo-deshielo, desllloronamiento, etc. Los resultados de los

Aparato para el ensayo de sequedad-humedad-desmoronamiento SOT. slake durability test (foto L. G. de Vallejo).

J MECAN ICA DE ROCAS 1 Z9

Clasificacion de la durabilidad en base

al indice 102

Durabilidad % peso rctenido

dcspues de 2 ciclos

Muy alta > 98

Alta 95-98

Media-alia 85-95

Media 60-85

Baja 30-60

Muy baja < 30

Clasificacion de la durabilidad en base

al indice I",

% peso retenido

Durabilidad despues de 1 cicio (1) (2)

Extrcmadamcnle alta - > 95

Mllyaita > 99 90-95

Alta 98-99 75-90

Media-alta 95-98 -

Media 85-95 50-75

Baja 60-85 25-50

Muy baja <60 < 25

( I ) Gamble. \971 (en Goodm:m, 1989). (2) Frankling and Ch,)ndra, 1972 (en Johnson and De Graff,

1988).

e nsayos de res istencia tam bien proporcionan Lnformaci6n indi.recta Y cualitativa sabre In durabilidad de la

roea. La resistencia a compresion simple 0 resistenc ia

uni ax..ial es el max imo esfuerzo que soporta la raca sometida a compresi6n uniaxial, determinada sabre una probeta c ilfndrica sin confinar en el laboratoria, Y

viene dada POl':

F Fue rza compresiva ap licada

ac' = ; = Area de aplicacion

EI valor de la resistencia aporta informacion sabre las propiedades illgenieriles de las rocas. En cl Cuadro 3.6 se incluyen valores de resistencia a compresia n si mple para diferentes tipos de roea.

Tambien se puede estimar de forma aprox imada a parti.r de indices obtenidos en sencillos ensayos de campo, como el ensayo de carga puntual, PL T, 0 el martillo Schmidt (descritos en el Apartaelo 6.5 del Capitulo 6). Con los val ores obten idos por clialquiera

130 INGENI ERiA GEOl.OGICA

Val ores de resistencia de la matriz rocosa sana

Resistencia a eompl'csion simple (kl)/cm1

) Resistencia a Roea la traeci6n sana Valores Rango de (kp/cm')

medios valores

Andesita 2.100-3.200 1.000-5.000 70

Anfibo!ita 2.800 2.100-5.300 230

Anhidritu 900 800-1.300 60- 120

Areni sca 550-1.400 300-2.350 50-200

Basalto 800-2.000 600-3.500 50-250

Caliza 600-1AOO 500-2.000 40-300

Cuarcita 2.000-3.200 1.000-5.000 100-300

Diabasa 2.400-3.500 1.300-3.650 550

Diorita 1.800-2.450 1.200-3.350 80-300

Do!erita 2.000-3.000 1.000-3.500 150-350

DolomIa 600-2.000 500-3 .500 50-250

Esquisto 300-600 200- 1.600 20-55

Gabro 2. 100-2.800 1.800-3.000 140-300

Gneiss 600-2.000 500-2.500 50-200

Granito 700-2.000 500-3.000 70-250

Grauvaca 1.000- 1.500 800-2.200 55- 150

Limolita 350-2.500 27

Lutita 200-400 100-900 15-100 5-10*

Marga 300-700 200-900

Marmo! 1.200-2.000 600-2.500 65-200

Pizana 400- 1.500 300-2.000 70-200

Sal 120 50-300

Toba 100-460 10-40

Yeso 250 100-400 10-25

(*) A favor de superficies de laminnci6n. Dalos scleccionados iI partir de Rn\m (\986), Walthan (1999), Obert y Duvllll ( 1967). Fanner (1968).

de estos dos metodos se puede clas ificar la raca por Sll res istencia (Cuadra 3.7).

Los indices de campo permiten lIna aprox.imacion inicial al valor de la resistencia de la roca. Los criterios para Sll identificaci6n aparecen descri tos en el Cuadra 3.7, asi como el valor de resistencia que se corresponde con eada uno de ellos.

La resistencia a traction es el maxi mo esfuerzo que soporta el materi al ante la rotura pOl' traccion. Se obtiene aplieando fllerzas traccionales 0 distensi vas a una probela ciHndriea de roca en laboratorio (el ensayo se describe en el Apartado 3.4):

F Fuerza de tracci6n apLicada (J = ~ = :..;, -'-=-------'---,--

t A Area-secei6n de la probeta

EI valor de (J de la matriz rocosa sueJe variar entre I .' . ,

el 5 y el 10% del valor de Sli res tstencla a eompreslOll

simple, aunque para algunas racas sedimentarias es del 14 al 16 % (Duncan, 1999).

Estim~cion ,ap~oximada y c1asificacion de la resistencia a compresion simple de suelos y rocas a partir de mdlces de campo

Aproximacion al rango de Clase Descril'cion Identilieaci6n de campo resistencia a COm l)resi6n

simple (MPa)

S, Arci ll a muy blanda EI puno penetra facilmente varios cm. < 0,Q25

S, Arcilla debil EI dedo penelra faci lmente varios cm. 0,025-0,05

S, Arci ll a Finne Se necesita lIna pequefia presi6n para hincar el dedo. 0,05-0, I

S, Arcilla rfgida Se necesila una ruerle presi6n para hi ncar el dedo. 0, 1-0,25

S, Arci lla muy r(gida Can cierta presi6n puede mat·carse can la una. 0,25-0,5

S6 Arci ll a dura Se marca con dificultad a l presionar con la una. > 0,5

R, Roca extremadamenle blanda Se puede marcar can la una. 0,25- 1,0

R, Roca muy blanda La roca se desmenuza al golpear can la pun ta del martillo. Can una navaja se tall a fac ilmenle. 1,0-5,0

R, Roca bland a Se talla can dificultad con una navaja. Al golpear con la punta del mart-i li a se producen peq ueiias marcas. 5,0-25

R, Roca moderadamen le dura No puede tallarse can la navaja. Puede fraclurarse con un go lpe fuerte del Illaltillo. 25-50

R, Roca dura Se requiere lll"ls de un golpe con el manillo para fracturarla. 50-100

R, Roca muy dura Se rcquieren muchos golpes can el marl illo para fracturar la. 100-250

R, Roca extremadamente dura Al gol pearlo can el martillo s610 saltan esquirlas. > 250

ISRM 19 I 8 )

La velocidad de propagacion de las ondas ehisticas al at.!'avesar la raca depende de la densidad y de las prapledades elasticas del material, y su medida aporta info rmacion sobre algunas caracterfsticas como la porosidad. EI ensayo para la determinacio n de la velocidad en laboratorio se describe ell el Apartado 3.4.

Velocidad de propagacion de las ondas longitudinales en rocas

La veloeidad de las ondas longitudillales 0 de com~ presi6n, VI" se utili za como fndi ce de c1as ificacion, y su va lor es indicativo de la calidad de la raca correlacionandose linealmente con la resisteneia ;1 compresi6n simple ae . Para las'rocas esta velocidad varia e.ll tre 1.000 y 6.000 m/s. Para raeas alteradas y meteonz~das. se obtienen va lores pOI' debajo de 900 m/s. ASI, 11l1entras que un granito sano puede presentar valares has ta de 6.000 mis, si es te se presenla alterado la velocidad se reduce proporcionalll1ente al grado de meteorizacio n, hasla la milad 0 lin tercio, y si aparece muy descompuesto, los valores seran mellores de 700-800 m/s. EI Cuadra 3.8 presenta algunos valores de la velocidad de propagac io ll de las olldas eiasticas de cOlllpresion.

Roea sana

Areni~ca Basalto Caliza Conglomerado Cuarc ila Diabasa Doleritu Dolomfa Gabro Gneiss Granito sana Lutila Marga Mannol Pizan a Sal Yeso

Velocidad de pmpagacion de las oudas Vp (m/s)

1.400-4.200 4.500-6.500 2.500-6.000 2.500-5.000 5.000-6.500 5.500-7.000 4.500-6.500 5.000-6.000 4.500-6.500 3.100-5.500 4.500-6.000 1.400-3.000 1.800-3.200 3.500-6.000 3.500-5.000 4.500-6.000 3.000-4.000


Clasificacion de las rocas con fines geotecnicos

Las clasificaciones geologicas 0 li to l6gicas (~uadro 3.9) son fundamentales en ingenieria ge?',6,glca,. ya que aportan in formaci6n sabre la compOSlCIOI1 .. l111n e

ral6gica, la textura Y la fabrica de las roeas, as! como sabre la isotropfa 0 anisotropfa estruc tural en raeas de detenni nado origen, como es el casa de las raeas rnasivas [rente a racaS laminadas 0 foliadas. Asi, el H~rminD de raGa fgnea 0 metam6rfica indica lIna determinada estructura, textura, composicion, taman a de grano, etc. Estos facto res, que se em?l~an para subclasificar los grupos principaies, conct lclonan las propiedades ffs icas y resisten tes de las I~ocas ...

Tambien la relaci6n de algunas litologws con determinados procesos geol6gicos es impartant~ a Ia hara de plantearse el estudia del eal1lport~I~1J enta d~J material roeasa, como es el easo de la fae!Ildad de dlsalueion de las raeas earbonatadas a ye.sfferas, Ia alterabilidad y la eapaeidad de expandirse de las roeas areillosas los proeesos de fill encia en las sales, etc.

Si n ~mbarga, las c1asifieaeiones li toJogicas no so.n sllficientes en ingenierfa geologica. en Cllanto q:le .i1 -tologfas simi lares pueden presentar ~r~ndes van aclO-. nes en sus prapiedades fis ieas y meeameas, eom.o pOl ejempJo ell la res istencia. Ademas. no aportan II1for-macion euantitativa sobre sus prapiCdades: .'

La clasifieacion de las racas para usas JI1gemenles es lIna tarea compleja, ya que deben euantificarse sus propiedades con el fin de emple~ rl ~s en los calc ul~s de diseno. Asi, los terminos cliali tativos de roca .dUJa o res istente, bland a 0 debil deben acotarse ll1 edla~1te determinados valores de su resistencia a compresla n simple: 500 a 1.000 kp/cm' para una roca dura y 50 a 250 kp/cm' para lIna roca blanda. La dlfic lIl tad para la clasificac ion geotecnica estriba tanto en el hecho de la alta variabi lidad de las prapiedades racos~s .como en las limitaciones de los metodos y procedlIllIentos

para su determinacion.

La resistencia a compresion simple es Ia prapiedad mas frecuentemente medida en las racas, Y en ~b~se a Sll valor se establecen clasificaciones en .mecalllca de racas. En el Cuadro 3. 1.0 se incl uyen d lferentes clasificaciones basadas en este parametra . .

Otra valor empleado para Ia c1asificacion mecan.lca de la matriz rocosa es el modulo relativo, a relaclon entre Sll modulo de elasticidad E (descrito en el Apartad a 3.3) y su resistencia a compresion s i l~1p le, (Ie'. relacion que varia en funcian de la Iito l ~gta. La F~ gu ra 3.9 muestra esta relacion para los dlferentes ~tl POS de racas. La mayorfa presentan un valor del modulo

relativo entre 200 Y 500. EI grado de meteorizacion 0 alteraci6n de .Ia ~na

tri z racosa pennite clasificar las racas ~u~htat l vamente, y aporta una idea sabre sus. car~?ten stl cas mecanicas 0 geotecnicas. La meteon zaClOn a~l~enta la porosidad, la permeabilidad y la defonnabLhdad del material rocoso, Y disminuye su reslstenc l ~ .. En. ~e l Cuadra 4.4 del CapItulo 4 se incl uye la claslflcaclon en base cuatro grad os, desde raea «fresea» a raca «descompuesta». Los procesos de meteorizacio n de la matriz racasa se tratan mas adelante en este apar-

tado.

Clasificacion de los macizos rocosos

Las clasificaciones de los macizos racosos estan b.asadas en alguno 0 varios de los factores que detenl1l nan

su comportamiento mecanico:

Propiedades de la matriz mcosa.. . Frecuencia Y tipo de las discont1l1UJdades, que definen el grade de fracturacion, el tamano. y la forma de los bloqucs del macizo, sus proplcda

des hidrogeologieas, etc. Grado de meteorizaei6n a alteracion. Estado de tensiones in situ. Presencia de agua.

CI sificacion geologica general de las rocas a Clasificacion de las rocas por su origen

Rocas sedimentarias Detrlticas: cuarcita, arenisca, lutita, limol ita, conglomerado.

Qufmicas: evaporitas, caliza dolomftica.

Organicas: caliza, carb6n, rocas coraHferas.

Rocas fgneas Plut6nicas: granito, gabro, diorita.

Vo lcanicas: basalto, andesita, riolita .

Rocas metam6rficas Masivas: cuarcita, mannol.

Foliadas 0 COil pizarra, fi lita, esquisto. gneiss. esquistosidad:

132 INGENI ERiA GEOLOG ICA

o

E .;> rn ~

iii u m :s ti m .. • u o

Clasificacion de las rocas a partir de su resistencia a compresion simple

Resistellcia ISRM a la comprcsion

simple (MPa) (1981)

< 1

1-5 Muy blanda

5-12,5

Blanda 12,5-25

25-50 Moderadamente

dura

50- 100 Dura

100-200 Muy dura

> 200

Extremadrunente > 250 dura

16 ROCAS METAM6RFICAS Cuarcitas

.. 0

E 1l, ~

iii u m u

B

\ 4

2 Gneisses . ., '" m .. • u o

Geological Society Biclliawski of W lldoll (1970) (1973)

Suelos

Blanda > 1,25

Moderadamente Muy baja blanda

Moderadamenre dura Baja

Dura Media

Muy dura Alta

Extremadamente dura MuyalLa

16

B

4

ROCAS SEDIMENTARIAS /

Calizas y doJomlas /

Arenisc s \

,r 2

/ /

",,, / 'l)

"-

Ejemplos

Sal, lli tita, limolita, marga, toba, carb6n.

Esquislo, pizarra.

Rocas metam6rficas esqllistosas, marmol, granito, gneiss, arenisca, caliza pOl·osa.

Rocas fgneas y melamorficas duras, aren isca muy cementada, caliza, dolomIa.

Cliarcita, gabro , basalto.

16 ROCASiGNEAS g-

• B 'E Granito .;> rn 4 ~

iii

Basallo y otras rocas volcanicas

~ 0,5 "3 0,5 u '0

Lulitas

'0

" 0.25 +-----!~~-_,__-.__-r-___i " 0.25 +-----i'---,----,--~-~__I 75 125 250 500 1.000 2.000 75 125 250 500 1.000 2.000 125 250 500 1.0002.000

Resislencia a compresi6n simple, Uc (kg/cm2) Resistencia a compresi6n simple, 0c (kg/cm2) Resistencia a compresion simple, 0 c (kg/cm2)

WillfEN' Clasificacion de las rocas basada en el modulo relativo Eta c' Se establecen tres categorias en funci6n del modulo reJativo: elevado. medio (ent re 200 y SOD) Y baj o (m odificado de Deere y Mi ller . 1966; en Attewell y Farmer. 1976).

La gran variabilidad de estos factores y el caracter discontinuo y anisotrapo de los mac izos racosos implica la dificultad para establecer clasif icaeiones geotecnicas 0 geol11ecan icas generales validas para los d iferentes tipos de macizos.

Las c1asifieaciones mas utiles en Illecanica de racas son las denominadas clasificaciones geomecanicas, de las cuales la RMR de Bieniawski y la Q de Barton Son las mas ulil izadas (ver Apartado 3.8). Establecen

diferentes grados de calidad del macizo en funci6n de las propiedades de la matri z racosa y de las discantinuidades, y praporcionan valores esti mat ivos de sus prapiedades resistentes globales.

Ex isten otras clasificaciones basad as ell diferentes parametras nu1.s 0 men os representativas de las propiedades del eonjul1ta del macizo racoso. La que se presenta en el Cuadra 3. 11 cOllsidera el grado de fracturaci6n , medido mediante el fndice RQD, y c1a-

J MECANI CA DE ROCAS 133

...

Cla5ificacion de la calidad del macizo 050 5egun el indice RQD roc

RQD % Calidad

< 25 Muy mala

25-50 Mala

50-75 Media

75-90 Buena

90-100 Muy buena

sifica al mac izo en diferentes grad?s de calid ~ld (el 111-dice RQD, rock quality designatlO/l , se defm e en el

A artado 6,3 del CapitulO 6), " ' P b' - I nu' mero de familias de c\i scontllllllda-Tam len e ."_ .

des, el tamai'io Y la forma de los bloques ~e matllz )0-cosa son parametros que se emplem~ pat a establecer c1asificac iones que apa rtan inf~r~11acI6n sabre. su con-

f' "' n y gr-Ido de fracturaC lOn (ver Cuadlos 4.10, lo-uraciO'

4J I Y 4,12 del Capitula 4), , " '-Otro para metro que se emplea para I~ c\as lflcac~on

de los macizos es el indice de velo~ldad relahv.a

IV )2 - (V IV )' , Esle indice [e1ac lona la veloc ,(V , I'b a F '- 'd " e l d T'de °la5 ondas longitudinales medl a fIl. Situ en . n~~c i zo ;ocoso con la vel acid ad lTl edi~~ en probet~s de matriz rocosa en laboratorio, Y se uuhza COn?O CI I-

, d alJ'dad (Cuadro 3 .1 2). Para un maclzo de ten o e c ( . . d " b cal 'ldad can pocas discontlllUlda es cella-muy uena , , . .

d sta relacion debe rfa ser cercana a I ,0, d~cl ecl.en-as, e , f' ~ e Hse

do e l valor al aumentar el grado de ractl~ra~lOn reduciendo la cali dad de l macizo. ~ste IOdice se corre lac iona can e l para metro RQD (FI g llr~ 3 ,10),

EI do de meteorizacion 0 alteraclOn se emple.a gra "" ' d I laCI-

tambien para la clasificac lOn cuahta~ l va ~ os 1.1 . _

" as ya que influye en su reslstenC\3 Y plOple zos lOCOS , ' d I C "t 10 4 se dades meci:lnicas. En e l C uadro 4.1 3 e .apl .u . ' I los d ',f'erentes grados de meteonzacI6n pm a Inc uyen

indice de velocidad relativa y calidad del macizo rOC050

ind.ice de vclocidad Calidad del macizo

l'elativa (VI'IV/Y' rocoso

< 0,2 Muy mala

0,2-0,4 Mala

0,4-0,6 Media

0,6-0,8 Buena

> 0,8 Muy buena

Coon and Merrit , 1970: en BLelllawskL , 1984.


"--:>'

~ m

~ e; ~ m ~ '0 a 0; >

1,0

0,8 -

0,6

0,4

0,2

0,0 1 0 40 60 80 100

20

Indice de fracturacion ROD (%)

Correlacion teorica entre el RQD Y \a veloc ; ~ dad relativa.

'f" . ~ de los macizos, segun seis grados des-la clasl. lcaClOn . ~ . d de «fresco» (grado I), si no aparece nmgun Signo e meteorizaci6n, a «sueio residual» (grado Vl), cuando ei mae izo rocoso se ha transform ado en un suelo y se

ha destruido su estructura.

Met eorizaci6n de los mat eriales rocosos

ProcesoS de meteorizacion • • I es la desintegracio n yjo descompo-

La meteol"l ZaClO n ' f' EI sicion de los materiales geologicos el~ super lcl,e .. ~ _ t.ermino incluye lodas aquellas alteracJOnes de ~a~ac ter flsico 0 quimico que Illodirican las caracten stlcas

1"0 iedades de los materiales . Los ~rocesos de mey p . P -6 I las roc ''\S dan iugar fll1almente a los teonzac i n c e ( , .' en

I ' que pueden pe rmanecer en Sli lugar de Ollg sue os, 'd I ) eden ser sobre la roca madre (suelos resl ua es~ ~ pu transportados como sedimentos; estos ultl1TIOS pueden.

d ente rocas 0 pennanecel l.itificarse forman 0 nuevam . ~ i'-

I (sllelos transportados: aluvrales, eo I como sue os I I I 1'0

lac iares etc.) . EI contacto entre e sue 0 Y ~a. -cos, g de ser ;,eto 0 gradual , este (iltimo caracten stlco ca pue I) EI ' d de de sue los res iduales (ve l' Recuadr~ 3 . . ' gJa 0 I

, .. del materi ' t1 rocOso Juega lin papel ml y meteonzacloll (' /. . importante en sus propiedades ffs i ~as y mecdlllcaS'ser

Los mate riales m coSOS meteonzados pueden definidos, en una amplia acepcion, como aque llos q~l~ se encuentran en la transicion entre roca y suel~o, ?I e sentando un amplio rango de propiedades geotec l11 ca~

, d I suelos y de las rocas y caracterfsticas ml xtas e os

segun el grado de meteorizacion. En ocasiones se emplean los terminos de rocas blandas 0 debiles para hacer refe rencia gene rica a los mate riales meteori zados, aunque no todas las rocas blandas (ilititas, limolitas, margas, etc .) son unicamente producto de In meteorizacion.

En cuanto a la ciasificacion seg(m el comportamlento !TIeca.nico de los materiales rocosos cuando presentan un grado importante de alterac i6n, surge e l problema de considerarl os sue los 0 fOcas; en el primer caso se infrava loran sus propiedades, mientras que en e l segundo se sllpravaloran. La diferencia entre suelo y roca, segun algunos autores, se establ ece por e l grado de compactaci6n 0 cementaci6 n y por la durabilidad,

Los procesos de meteorizacio n estan control ados pOl' las condic iones c1imaticas y sus variables de temperatura, humedad, precipitaciones, regimen de vientos, etc., que de tenninan e l tipo y la intensidad de las trans formaciones ffsicas y qufmicas que afectan a los material es rocosos en superfic ie.

Las acc iones de origen ffsico producen la f racturaci6n mecanica de las rocas . Las mas importantes control adas por e l clima, en especial por la temperatura y la humedad, son:

Formacion de hielo: el aglla que rellena poros y grietas aumenta de volumen al bajar la temperatura y formarse hie lo, plldiendo producir la fractura de las mcas. Insolacion: en ci imas arid os las acusadas diferencias tennicas en periodos cortos de ti empo producen tensiones en las rocas por dilataci6n y eontraceio n SlIcesivas, que dan lugar a la fraeturaci6n de las mismas. Formacion de sales: la cristalizaci6 n de sa les en poros 0 gri etas de las rocas produce la rotura y disgregacion por expansi6n de los c ri sta les. Hidratacion: detenninados tipos de materiaies (rn'c illas, sulfatos) allmentan Sli volumen al sufrir hidratae ion , produc iendose deform aciones importantes que pueden lIevar a la fracturac i6n de la roca. Capilaridad: los nl.inera les con estrue luras hojosas (micas, yesos) 0 con fi surac ion permiten la pene tracio n de agua, que, frente a cam bios de temperatura , puede producir returas estructurales, al ser el coefi ciente de dilatac ion del agua mayor que e l de la roca 0 mineral.

Los procesos qUlmicos se dan en presencia de agua y estan controlados por la temperatura, siendo mas intensos y rapidos en regiones climaticas hUllledas que en zonas de c\ima seco. Estas acciones dan lugar a la formacion de nuevos minerales 0 compuestos a partir de los ex istentes. Las mas impOltantes son:

Disolucion: descomposic io n de millerales par aee ion de l agua, teniendo como ultima consecuencia la desintegrac i6 n de l material. Aunquc se considera una accion fisica, la disolucion suele ir acompanada de procesos 0 reacciones qufmicas. La disoluc i6n del carbonato calcico causa la apertura de fisuras y huecos en las rocas carbonatadas. Hidratacion: fonnac ion de minerales 0 compues tos quimicos nuevos por ineorporac ion de agua. Hidr6lisis: descomposici6n de un minera l 0

compuesto qufmico por aec ion de l agua. EI grado de hidrolisis depende de la atracci6 11 que los iones del e lemento ej erzan sobre las molecul as de agua. Oxidacion y reduccion: formacion de nuevos l1linerales par combinaei6n de lin mineral con ox fgeno, pe rdiendo sus atom os 0 iones UIlO 0

mas electro l1es y f ijando oxfgeno, 0 pOI' perdida de oxfgeno, fijando elec trones.

Dependiendo de las caracterfsticas climfi ti cas de tina zona predol1linaran un as acc iones u otras; asf, en c limas frfo s 0 de alta montana, con precipitac iones medias, predol1linara la meteorizae ion f1sica control acia basicamente por e l hielo, mientras que en cl imas tropicales calidos, con precipitaciones abundantes, las acc iones qUlmicas seran las dominantes. En la Figura 3. 11 se incluyen los difcrentes tipos de alteracion predonl.inantes y su intellsidad en func i6n de la temperatura y precipitac i6n de lIna regi6n.

Los procesos de me teorizaci6 n 0 a lterac ion afeclan tanto a la matriz rocosa como al mac izo rocoso en su conjunto.

Meteorizacion de la matriz rocosa

La meteori zac io n f fsiea de la matriz rocosa da lugar a exfoli ac ion por pianos de direcciones preferentes, apertura de microdiscontinuidades pOI' hie lo 0 por crec imie llto de sal es, cambios de volumen por cambios de humedad 0 temperatura , etc. La meteorizaci6 n qufmica produce la di soluc i6n de mincrales solubles y la formaci6n de nuevos minerales por procesos de ox idacion, reduccio n, hidrataeion, e tc. Los resultados de la alterac io n quimica van desde la decoloraci6n de In matri z rocosa a la descomposic ion de los silicatos y otros minerales, aunque algunos de e llos, como e l Cllarzo, son res istentes a estas acciones. Los procesos de di soluc ion juegan un pape l mlly importante en la alterac i6 n qllimica de las rocas, especial mente en l11 ateri ales carbonatados y salinos.

La acci6n y los e fec tos de la meteorizac io n seran distintos dependiendo de l tipo de roca , es tando direc-


Precipitacion media anual (em)

200 150 100 50 0 Precipilaei6n media anual (em) Precipilaci6n media anual (em)

50 0 200 150 100 50 0 200 150 100 .. U-12"

'--

" -6" u-12" 2::-12" ,.~

Baja ,~

Q' 0 0 m 0" m 'ii 6" • E ~ 12" B ~ 1B" • ~ E 24" ~

30"

'-- " -6"

" -6" 6e{'3 0 ,r-o

0 0 0 m 0" m 0" m m 'ii 'ii 6" • 6" Baja • . CLiMA E E Moderada

ESPANA ~ 12" ~ 12" B

~ . ~ 1 B"

1B" ~ --- ------- -- ----- ---- -- • • ~

~ E 24" Muy baja E 24" Intensa ~ ~ 30"

30"

Alteraci6n qufmica Alteraei6n ffsiea

Qufmica A\leraci6n moderada muy baja

A\teraei6n Hsico-quimiea

W1iif"" Relacion entre el c!ima y 105 procesos de meteorizaci6n (Emblenton Y Thurner, 1979).

tamente relaeionados con su eomposiei6n mineral6gi-ea y propiedades estrueturales. . . , I'

Aunque en las rocas la meteonzaclOn qU1llU.c~ ,sueIe ser mas intensa y produce su deseomposlclOl1 Y cam bios minera16gieos, la ffsica rompe Y djsgrega la roca, debilitando la estrLlctura roeosa al romperse los minerales y los contactos entre partfculas, aUIl~ e.ntan do la supertkie expuesta a la atmosfera Y penTlluendo

Ia entrada del agua. . Determinados tipos de minerales son mas prochves

a la meteorizaci6n qufmica. Par orden de menor a mayor estabilidad:

Olivino _ Feldespato Ca

Piroxeno Anfibolita Feldespato Na Biotita Feldespato K

_ Moscovita - Cuarzo

Cuanto mayor sea la diferencia entre las condiciones de presi6n y temperatura a las que se formaron las roeas y las condic iones ambientales actuales, may~r sent su facilidad de meteorizaci6n. El cWU'zo es el mInerai que se farma a temperaturas mas cercanas a las

ambientales ('" 300"). En general, la mayorfa de los si licatos (feldespat~s

y micas en particular) se meteori~a.n a minera~es arcI-1I0sos. Baja determinadas condiciones amblentales, como climas tropicales 0 humedos, se descompone.n en 6xidos e hidr6x idos de aluminio y hierro. Los mlnerales arcillosos finales producto de la meteori zaci6n dependenln de los minerales originales, del contenido

en agua y del pH. Las rocas arcillosas son las mas afectadas par los

procesos de meteorizacion fisica, y las que mas sufren


Sll intluencia en las propiedades fisicas y mecanicas. Sin embargo es frecuente que estas roc~s pennanezcan mineral6gicamente estables, no sufnendo meteorizaci6n qufmiea, al haberse formado a cotas superficiales y a temperatura Y pr~si6n cercanas a la superficie, aunque hay roc as arcil losas que, plleden contener minerales metearizados. Las rocas Igneas 0

metam6rt1cas son qufmicamente inestables en superficie al haberse fonnado en condiciones de presi6n y temperatura muy diferenl~s, suf.riend~ i~1tensa ~neteorizaci6n qufmica y cambiOs mllleralogl.cos .. SI11 embargo, son mas resistentes a la meteonzacl6n f1sica que las rocas sedimentarias. .

La reduccion de la resistencia es el efecto mas Lmportante causado par la descompo~ici?n de la roca par meteorizacion qufmica. Un pequeno I11cremento en el contenido en humedad 0 en la porosidad de la roca puede causar una reducci6n imp~l}ante d,e la resist~ncia y del m6dulo de deformaclon. ASI, un g.ralUt~ puede pasar de mas 250 MPa si esta s~no a la mltad.sl esta. alterado y a men os de 100 MPa 51 presenta aiteJaci6n intensa. Tambien deerece la velocidad s6nica, desde mas de 5.000 m/s en granitos sanos a menos ~e la mitad si esta moderadamenle alterado y por debaJo de 800 m/s sj esta alterado a suelo residual.

Para la evaluaci6n de la alterabi lidad de las rocas frente a Ia meteorizaci6n se realizan los ensayos de durabi.lidad 0 alterabilidad en laboratorio (como el slake durability test). Los en say os de resistencia, como el PL T Y el ensayo de com presion simple, ~port~n tambien informaci6n cllalitat iva sobre la reslstencJa de la roca ante Ia meteorizaci6n. Los anal isis min~ra-16gicos permiten determinar el gr~do de meteon.za-cion de los componentes de la matnz roeosa. Cualltativamente, la clasificaci6n de la matriz rocosa en ~ase a su grado de meteorizaci6n se lleva a cabo mediante descripciones visuales e Indices estandar (Cuadro

4.4 del Capitulo 4).

Meteorizacion de macizos rocosos

Los procesos de meteorizacion que aetuan sobre el macizo rocoso afectan tanto a los bloques de matriz rocosa como a los pianos de debiEdad 0 discontinuidad ex_istentes. Como consecuencia de la meteorizacion mecanica 0 f(sica de los macizos rocosos se pueden abrir las discontinuidades ex.istentes 0 crearse otras nuevas por fractura de la roca, al romperse los eontactos entre granos 0 producirse la rotura de los minerales de la matriz rocosa. Las discontinuidades son caminos preferentes para el agua, contribuyendo a incrementar la meteorizaci6 n ffsica y qllfmica.

EI producto final de la meteorizacion in. situ de los macizos son los suelos residuales. En ocasiones se denomina saprolito 0 regolito al macizo rocoso meteorizado que eonserva la estructura rocosa, aunque la composicion de la roea matriz se hay a alterado y tenga menos resistencia que la roca sana, pudiendo presentar, adem as de las discontinuidades originales del maeizo, otros pianos de debilidad por alteracion preferencial. Segun el grade de meteorizaci6n pueden conservar los bloques de matriz roeosa 0 presentar un eomportamiento de suelos.

Las diferentes Iitologfas son afectadas desigual mente pOI' los procesos de meteorizacion, siendo estos mas intensos clIanto mayor es el tiempo de exposici6n a los agentes atmosfericos. La Figura 3. 12 illlstra la variacion del grado de meteorizaci6 n can Ia profllndi-

Racas sedimentarias Rocas igneas fracturadas

dad en macizos rocosos de diferente origen geol6gico. La profundidad de la meteorizaci6n depende del ti

po de roca, tipo de clima y del tiempo de aetuaci6n de los procesos. Las rocas arcillosas, areniseas porosas y calizas blandas se meteorizan a mayor profundidad que los granitos a las roeas metamorficas. En dimas humedos tropieales los suelos procedentes de la alteraci6n de los macizos rocosos pueden a1canzar los 20 6 30 m de potencia.

Un aspecto importante en la meteorizaci6n de los macizos rocosos son los procesos de descarga par erosi6n. Como conseeuencia de la disminuci6n de la presion litostatica, las masas rocosas se expanden a favor de pianos de fractura que se generan paralelos a la supeJt'icie del terreno, dando lugar a una estructllra en capas. Este fenomeno es mas importante en determinados tipos de materiales que presentan pianos de debilidad preexistentes, como las lutitas 0 pizarras.

Las rocas arcillosas 0 lutfticas se encuentran entre las mas frecllentes en la superficie. La disminucion pOI' erosion de las sobrecargas que dan lugar a la formaci6n de las rocas arciUosas pOl' consolidaci6n y litificaci6n, provoca la relajaci6n de los materiales y la apertura de las juntas tecton.icas que normalmente los afectan, permitiendo la entrada de agua en las discontinllidades y en la propia matriz rocosa. Despues de algunas decenas de metros desde la superficie, las juntas apareeen cerradas y no se dan los procesos de meteorizacion. La Figura 3.13 muestra un macizo ro-

Racas metamorficas

W11'fE'tf Perfiles tipicos de meteorizaci6n a suelos residuales en rocas sedimentarias, igneas y metamorficas.

~ MECANICA DE ROCAS 137

Maeizo roeoso arcilloso meteorizado (foto M. Fe

rrer).

coso arcilloso con elevado grado de alteracion pOI' decompresion y meteorizacion ffsica.

Los macizos calizos sufren los procesos de meteorizacion en superficie y en su interior a favor de 1.as fracturas y planas de estratificaccion, crean dose gnetas y cavidades par disolucion. Estos pl:oeesos dan lugar a relieves karsticos irregulareS (Figura 3. 14) e~l los que coexisten rocas duras con. rellenos bl~ndos mcillosos (sueJos residuales), cavldades, dol mas, etc. (Figura 3. 15). Estos procesos y form as pueden darse tambien en macizos yesfferos. .

La exposicion de las rocas igneas como. ~rallltos y dioritas, da lugar a fracturas de decompre~lOn. ~ara1~las a 1a superficie que permilen ia meteonz'~:lOn qUl

mica (Figura 3. 16), produciendose la alteraclOn d e los minerales de la matriz rocosa, feidespatos y ITIlcaS, a minerales arcillosos, mientras que el cuarzo permanece como una arena. Las discontinuidades son zonas preferenciales de alteracion , y entre ellas los bloques de matriz se metearizan esfericamente, en «capas de cebolla», quedando la parte central inalterada.

Morfologia karstiea. Anteque1'a. Malaga (foto M.

Ferrer).

138 INGEN IERiA GEOLOGICA

Meteorizaei6n de maeizos 1'oeosos earbonatados.

F1'aeturas de deeampresi6n en un maeizo 1'oeoso granitieo paralelas a la superficie (eortesia de Pros

peeei6n y Geateenia).

Las macizos basaiticos se meteorizan preferentemente par los pianos de fractura, y los bloques de matriz rocosa eventual mente pueden presentar meteori zacion esferoidal ; sus minerales pueden alterarse a arcilla y oxido de hierro (Figura 3. 17).. .

En las rocas metamorficas, como gneisses y anflbolitas, los feldespatos Y piroxenos tienden a alterarse mas n'ipidamente que los anfiboies, mientras. qu~ el cuarzo persiste. EI bandeado tfpico de los gnel ~es U11-

plica que las bandas can minerales mas ~l~eteon~a~les sean zonas preferenciales de alteraclOn qUlIllIca, creandose zonas de debilidad en la resistencia de los

maci zos mcoSOS. . ... Los esquistos, pizarras y filitas presentan fl slblltdad

mm'cada a 10 largo de la esquistosidad, creandose zonas debiles frente a la meteorizacion. A pesar de tener minerales resistentes, ia alteracion es mas fcicil par la penetracion del agua y el hielo. .

EI grado de meteorizacion del ma~lZo roc~so puede estimarse a partir de su grado de fracturaclon mediante el parametro RQD (descrito en el Apartado 6.3 del Capitulo 6), al ser indicativa el numero ~e dlscontinuidades de la predi sposicion a la aiteracion. Tambien el valor de la velocidad sonica de las ondas, al atravesar el macizo indica su grade de aiteraclon,

Alteraei6n a suelo de un maeiza roeaso voleilllieo a favor de los planas de fraetura (eartesia de Praspeeei6n y Geotecnia).

como se ha expJicado anteriormente. La clasificacion cuaLitativa de los macizos rocosos segun su grado de meteorizaci6n se realiza en base a descripeiolles visuales e indices estandar (Apartado 4.5 del Capitulo 4).

El agua subterrtmea

Permeabilidad y f1ujo de agua

Las rocas, los suelos y el aglla son los tres elementos naturales que constituyen el medio geologico. EI aglla f1uye a traves se sllelos y racas con mayor a menor veloeidad. En funcion de que la roca tenga a no capacidad para transmitir agua, se denomina permeable 0

impermeable, dependiendo de su porosidad y de la intereonexion entre los paros.

La permeabilidad puede ser definida como la capaci dad del media rocoso para que el agua f1l1ya a traves de sus huecos 0 vadas intercollectados; se representa par el coeficiente de permeabilidad, que se expresa como una velocidad. Los va-Iores nonnales para las rocas varfan de I m/dfa a I m/ano.

La permeabil idad de la matriz rocosa es illtergranular, y el agua se transmi te' a traves de los paras y microfi suras interconectados de la roca, recibiendo el nombre de permeabilidad primal'ia. En los maeizos rocosas el agua fluye a favor de las superficies de discontinuidad, y se define como permeabilidad secundal'ia. Por ia general , la permeabilidad de la matri z roeosa es despreciable can respecto a la del macizo rocoso fract urado. Una exeepcion son las aren_iscas y otras rocas porosas, don de sf es posible el f1ujo de agua a traves de la matriz. Los maci zos roeosos karstificados son los que presentan mayores va lores de

permeabilidad debido a la presencia de discontinuidades muy abiertas y cavidades praducidas porIa disolucion de los materiales carbonatados.

En los macizos rocosos permeables se establece un illvel de agua bajo el cuallos poros y/o di scontinuidades interconectados aparecen lIenos de agua. La forma de esta superficie, el Divel freatico, suele adaptarse a la de la topograffa, aflarando en puntos concretos condicionado par cam bios Iitologicos a topograt'icos a par estructuras geologicas como las fallas. EI !li vel freati co puede fluctuar pOI' lIuvias intensas y continuadas, bombeos a extracciones y en periodos de sequfa. Una baja proporcion del agua de lIuvia se infiltra en el terreno, y una pequeiia parte de esta, si acaso, aJcanza el nivel freatico.

EI agua subsupetficial aparece en condiciones de no confinamiento, pero a mayor profundidad la presencia de capas a estratos impermeables pllede hacer de bmTera para eJ Illovillliento del agua haeia la sllpcrfici e, En estos casos el agua aparece confinada, ejerciendo presion contra los matetiales impermeables.

EI tlujo del agua en un maeizo rocosa fracturado depende de la abertura de las discontinuidades, que a su vez depende del esfuerzo normal ejereido sabre eli as, y de su interconexion. Este esfllerzo aumenta con la profundidad, y a partir de un detenninado !livel las discOlltinuidades apm'ecen celTadas, siendo la permeabilidad del macizo la de la matri z meosa, 0 permeabilidad primaria. En el Apmtado 3.6 se incluyen algunos aspectos sabre la permeabilidad de los macizos rocosos. La Figura 3.18 presenta datos sabre la penneabilidad primaria y secundaria para diferentes tipos de rocas.

La permeabilidad de la matriz raeosa se rnide en ensayos de laboratorio, y la del macizo mcoso mediante la reali zacion de ensayos in situ en sondeos (ver Capitulos 5 y 6).

Efectos sobre las propiedades de los macizos rocosos

EI aglla, ~como «material» geologico, eoexiste can las rocas e influye en su comportamiento mceanico y en su respuesta ante las fuerzas aplieadas. Los efectos mas importantes son:

Juega un papel importante en la resistencia de las racas blandas y de los materiales metearizados. Reduce la resistencia de la matriz racosa ell racas porosas. Rellena las di scolltinuidades de los macizos roeosos e intluye en su resistencia. Las zonas alteradas y meteori zadas superficiales, las discontinuidades importantes y las fallas son caminos preferentes para el f1ujo del agua.

j MECANICA DE ROCAS 139

Permeabilidad de la matriz rocosa sana (m/s )

10-"' 10-5 10-" 10-1 10-" 10-9 10- ' 0 10-11 10-12 10-13 10-1 10-2 10-3

, , -, Arenisca

Caliza y dolomia -'0.

Granito ..=; Lutita . - -'I •

Pizarra

Esquisto

Rocas metam6rficas

Rocas volcanicas

Sal

.-Permeabilidad de ma~rzps rocosos fracturados y/o alterados (m/s)

10-1 10-2 10-3 10-4 1'0-5 10-6 10-7 10-8 10-9 10-10 10-11 10-12

10-13

Arenisca

Caliza y dolomra

Granito alterado

Lutltas

Rocas metam6rficas

Rocas volcEmicas

Basalto vacuolar

8asalto fracturado

Sal estratificada

Esquisto fisurado ,

Muyalta Alta Media 8aja Muy baja

Valores de permeabilidad primaria y seeundaria para roeas y m aeizos roeosos (modifieado de Isherwood, 1979;

en Hudson y Harrison, 2000)

_ produce meteorizaclOn qufmica y ffsica en la matriz roeosa Y en los macizos rocosos.

_ Es un agente erosivo. _ produce reacciones qufmicas que pueden dar

lugar a cambios en la composicion del agua.

La presencia de agua subternl nea d.a lugar a una tension 0 presion hidrostatiea que se eJerc~ sob:e las racas con una magnitud igual en todas las dlreCCI?n~s.

EI agua puede afeetar al cOm~0l1al1ljent: mec.~J1I~o de los dos componentes del maclZO [ocoso. matIlz 10-cosa y discontinuidades. EI papel del .agua subtelTanea en las racas es, en general , menos l11~portante q~e en los suelos a nivel intergranular, debldo a la baJa penneabilidad de la matriz roeosa; pero ~n .ro.cas porasas como las areniscas se cumple el pnnclplo de la tension efectiva, y la presencia de agua reduce los es-


fuerzos normales actuando entre las particula~ mine-. rales. La resistencia de la raca, por tanto, sera menm si esta se encuentra con los poras rellenos de ~gua . Con respecto a las discontinuidades, el agua eJ e[c~ una presion hidrostatica que reduce los esfue~zo s nm males entre las pmedes de las mismas, reduclendo su

. E b a s el agua presente resistencw al corte. n am os cas , en los poros 0 en las discontinuidade.s reduce la resistencia del macizo rocoso en Sll cOIlJunto. Estos aspectos se tratan en los Apartados 3.4 Y 3.5 correspondientes a Ia resistencia de Ia matriz rocosa Y de las

di scontinuidades respecti vamente. . Otro efecto del agua subterr{lI1ea sobre los maclzos.

rocosos es Ia reduccion de resistencia causa?a pm . . . I blandos y arclllosos, erosion lI1terna en materia es

arrastrando los materiales fino s y creando huecos en

la estructura de los macizos. En materiales solubles como los carbonatos 0 los yesos, se producen procesos de disolucion que dan lugar a la apertura de las discontinuidades y a la creacion de cavidades.

En determinados tipos de rocas, como las blalldas y arcillosas 0 arenoso-arcillosas, la presencia de agua

intersticial reduce sus propiedades resistentes, cohesivas y fri ccionales, y aumenta su deformabiLidad. Tambien puede dismilluir las propiedades friccionales de las discolltinuidades si es tas aparecen alteradas 0

re llenas con materiales arci 1I0sos.

Tensiones y deformaciones en las rocas

Fuerzas y tensiones

La mecani ca de solidos asume un compartamiento ideal de los materiales: homogeneo, continuo, isotropo, lineal y elastico. Las racas, a diferencia de los materiales artificiales como el acera 0 el honnigon, preselltan «defectos» estructurales debido a la variacion en la composicion mineralogica, orientacion de minerales, porosidad y microfisuracion, grado de alteracion, e tc. Los macizos roeosos, ademas, contienen discontinuidades de muy diverso tipo y zonas meteorizadas 0 teetonizadas. En ambos casos estas caracterfsticas se reflejan en lInas propiedades fisicas y mec::lnicas heterogeneas, discontinuas y anisotropas, que gobiernan la respuesta mecan.ica del medio rocoso frente a la ac tuacioll de las fuerzas .

La aplicacion de nuevas fuerzas, 0 la modificacion de la magrutud 0 distribucion de las preex istentes, da lugar a cam bios en el estado mecaruco de los sistemas rocosos, produciendose una serie de efectos intern os, como desplazamientos, deformaciones y modificacion del estado tensional 0 de esfu erzos. En los ensayos de laboratorio se aplican fuerzas para producir la rotura del material y conocer asf sus propiedades resistentes y defonnaciollales.

EI estado mecanico de un sistema esta caracterizado par:

La posicion de cada una de sus partes, definida par sus coordenadas. Las fll erzas que actuan entre y sobre las partes del sistema. La velocidad con que las partes cambian de posicion.

La diferencia entre dos estados mecarucos, par tanto, quedara definida por los desplazami entos, las deformaciones y los cambios en el estado tensional 0 de esfuerzos.

p ' = p + u

~ ~:,mpo de o~ ,\Iazamiento

~~

s u

p s

p

Wlllff'S' Vector de desplazamiento y campo de desplazamientos.

EI desplazamiento, u, es el cambio de posicion de una partfcula s, y queda definido par un vector u = p' - p. EI campo de desplazamientos en un sistema sera homogeneo si los vectores de desplazamjento de cada partfcula son iguales en magnitud y direccion (Figura 3. 19).

La deformacion, 8, indica la vari ac i6n de JOllgitud o espacio entre dos partfculas en dos es tados mecanicos distintos, y se puede expresar como la relacion entre la vari acion de longitud y la longitud inicial entre las partleulas: B ~ (Ii - 9/1, ~ d l/I,. Es te paJ'ametro es adimensional y compara situaciones en dos estados mecanicos diferentes.

EI estado tensional de un sistema es consecllencia de las fuerzas actuando sobre el. Al varia!· las fuerzas, por tanto, varfa el estado de tensiones asociado a los pIanos considerados.

Las fuerzas son las responsabl es primeras del estado y comportamiento mecanico de un sistema. Sobre lin cuerpo rocoso actUan dos tipos de fll erzas (Figura 3.20): la fllerza gravitataria 0 volumetrica, F = mg (aunque g depende de la posicion del cuerpo en el campo gravitatorio terrestre , se aS llme un valor constante g = 980 cm/s2

) y las fu erzas sllperficiales, que son ejereidas sobre el cuerpo por los materiales que 10 rodean, y actLian sobre las supeli·icies de contacto en-


Fuerzas superficiales (presion atmosferica x area)

Fuerzas volumetricas resultantes del peso del material suprayacente

+ Fuerzas superflcia les

Fuerzas actuando sabre un cuerpo roeosO.

tre partes adyaeentes del sistema rocoso, Y se tran~nu ten a cualquier punto del interior del cuel~p~ ; un eJem-

10 de estas liitimas son las fuerzas tect011lcas ~u~ se ~jercen sobre las rocas. Ambas fllerzas, .voillmetnc~s y Sllperficiales, estan fntimamente relaciOnada~ ~~ltle Sl, estando las segul1das condic i on~das por la dlstllbu-., y variacion espacial de las pnmeras. .

Cion . f' 011presl Las fuerzas superficiales se clasl.lean en c I. .-

vas (positivas) y distensivas 0 tracCiOnales (negatlvas), representadas respectivamente pOl' vectores. apl~J~tando hacia dentro 0 hacia fuera del punta de aphcaclOn: La fuerza es una cantidad vector, re~res~l~tada pm su magnitud, direcci6n Y sentido de aplicaciOn. ,

Si se considera un plano sabre ~l qu~, acnta una fuerza, esta puede tener cuaiquier dlre~ClOll co~ respecto al plano; si es perpendicu lar al nllS111~ reclbe el nombre de fuerza normal, y si es par~lcla fuerza ran-.

.. I de corte a de cizalla. La pnmera puede sel gencld , . d' compresiva 0 distensiva, J)1lentras que la. seglll~ ~1. no. Para las fu erzas tangenciales es necesano de~IIl'.l un

. de '· I·gll0S· positivas si el vector de fuelza y conve11l0 ,,> • •

su vector asociado sobre la otra cara del. plano tl e.nen el sentido contrario a las agujas del reloJ, y negatIvas en easo contrario (Figura 3.2 1).

EI efecto de una fuerza depende del area total sobre la que se aplica, par 10 que trabaja.r con fuerzas no e:" adecuado para conocer su influencla sobre e.l ~O.I.llp01-tamiento de la roca. Si la fuerza total es lefellda al area A del plano sobre el que actua, se ~xpresa COJ~10

., esfuerzo P'lrametro independlente del alea tension 0, " . lean de apli.caci6n: a = FlA. A'~lbosl term1l10s se emp indistintamente en este capitulo. . SI

La fuerza se mide en unidades del. sIstema 0 COS, como newton (N), dina, kilopondlO (kp), tonela; das fuerza (t); las unidades del esfuerzo son el kp/cl11 , kN/m' a kPa, MN/m2 a MPa, etc. .,.

EI esfuerzo se define como la reacCiOn lO~e11la de cuerpo a la aplicacion de una fuerza 0 conJun~o d.e

un de medlr dl fuerzas Y es una canlidad que no se pue .-rect;l11~nte, ya que el parametro ffsico que se Illide eS la fuerza. Si la fuerza actlm uniforl11eme~te en ~na su-

f· · I esfuerzo 0 tensi6n indica la IIltensldad de per -Icle, e

En lu terminologfa geol6gica se lItili za esfuerzo como sin6-

nimo de tensi6n.

142 INGENIERIA GEOL6G ICA

G

Convenio de signos para las fuerzas tangenciales.

las fuerzas que actllan sobre el plano .. POl' tanto, a

d·f . d I·\s fuel·zas carece de sentldo hablar de I 'erencJa e , ~ ,

esfuerzo actuando sobre un punt.o,' . EI esfuerzo no yarra en funclon .del. area cons.,?e-

d· que las fuerzas se dlstnbuyan 1Il11for-ra a Slel11pre ' ' . . t sobl·e la superficie SI las t"uerzas no se memen e ' . . . . ~ .

distribuyen uniforl11emenle, el esfue ~'zo vana~'a p~JU diferentes areas del plano. Si se consldera un area lil-

t·· .· . I U en el interior de un cuerpo rocoso en Il11teSl.ma un . b' ·I·b.· la Il1aonitud del esfuerzo resultante so Ie equI I '10,' , ;:,

e l area sera:

t:<.F dF (J = lim - = -""_U M dA

,

~M

Como la fuerza es una cantidad vector, la. expresi6n anter ior se puede escribir como la ecuaC10n de un

vector: t:<.F dF

(j = lim - =-M - 'U t:<.A dA

EI esfllerzo es tambiel:" una cantidad vector, al ser el producto de un vector, bF, por un e~cal~", 11M. L.a notaci611 (j representa Ja magllitud y du-ecclOn d.el vector. La nolacion a 6 lal representa s610 la mag111tud, es

I lal· de (J- Los vectores de esfllerzo se pueden su-eesca, . . I mar vectoria1mente si estan referidos al Jnlsmo p ano.

--- - ---- -~/ ~ ....... -r Plano

W"lfEt!' Esfuerzos sabre un plano.

EI esfuerzo sobre un plano queda complelamente representado pOl' el vector de es fu erzo, can magnitud igual a la relaci6n entre la fuerza y el area y direccion paralela a la direcci6n de la fuerza que ac tua sobre el plano (Figura 3.23). AI igllal que las fll erzas, los esfuerzos compresivos son positivos, y los distensivos 0 traccionales son negativos.

EI esfuerzo, como cualquier otro vector, puede ser descompuesto en sus componentes normal y tangencia l, <7/1 y 't, referidas a cualquier plano, clependiendo es tas componentes de la orientacion del plano eJegido. De iguaJ modo el esfuerzo puede ser descompuesto en dos componentes, a.l • Y 0'." pam lei as a los ejes de un sistema de coordenadas ortogonaies x, y.

Tensiones sabre un plano

EI estado de esfuerzos 0 tensiones en un punta queda definido pOl' las fuerzas par unidad de area referidas a dos pianos perpendiculares x, y, a traves del punto.

Si se aSllme un materi al continuo y homogeneo sometido a un campo de fu erzas unifonne y se considera un cuadrado de area infinitesimal en reposo (Figura 3.24), los esfuerzos resultantes sobre las caras del cuadrado 0, 10 que es 10 mismo, las fuerzas par ulli dad de area ejercidas por el materi al circundante sobre las caras del cuadrado, deben es tar en equilibrio.

Yi

i Tyx "yO a,

',y - -~~ ~ -- ~ - ~-~--~

u,

x

-mE'fI' Campanentes del estado de esfuerzos en das di~ mensiones.

En cada cara actua una componente normal y otra tangencial.

Refiriendo el cuadrado a un sistema de ejes .r, y, las componentes del esfuerzo sobre el plano x (perpendicular al eje x) son 0',. y -r.n., y sobre el plano y (perpendicular al eje y) son a I' i T •.. I •

Para el equilibrio ia resu ltante de las fuerzas actuando en las direcciones x e y debe ser igual a cera. Ademas el equilibrio ratacional requiere que los momentos sean igual a cero:

( I )

Asf, el estado de esfuerzos en dos dimensiones viene determinado pOI' tres componentes : <7,., O'\' . T.n. ' EI estado de esfu erzos no depende de la orientacioll del sistema de ejes elegido, pera sus componentes sf.

Una vez conocido el estado de esfuerzos en un punto mediante sus cOll1ponentes a .,., (Jv' T.n , pueden ca lclllarse los esfuerzos sobre cualquier plano de orientaci6n cOl1ocida que pase pOl' el punto. Si el estado de esfuerzos del plano se determina con referenci a a un sistema de ejes elegido arbilrariarnente, los valores de las componentes normal y tangencial dependeran de los ejes eleg idos.

La orientaci6n de cualqllier plano P dentra del cuadrado puede especificarse med iante los cosenos de los anglilos que fo rma la normal al plano con los ejes x e y. Estos son los cosenos directores de la Ifnea de longitud unitaria norma1 a P, / = cos a y 11'/. = cos f3 (Figura 3.25). Dicho de otra forma, los cosenos directores de cualquier !fnea que pase pOl' el origen del sistema de ejes considerado son las coordenadas de lin punto situado sobre la linea a una distancia unitaria del origen. Para la norma1 a un plano paralelo al eje x, los cosenos directores seran l = 0 Y III = I .

• CAlCULO DE LAS COMPONENTES x E Y DEl. ESFUERZO SOBRE

UN Pl.ANO

Si se considera un plano AB cllyn normaJ OP esta inclinada I.In angulo e con respecto al eje Ox, las CO I1l pOllentes P.I' y Py del vector p, paralelo a OP, pueden determ inarse considerando el equiUbrio del area triangu lar OA B, para el que la SliDla de las ftlerzas actuando en cualqui er direcci6n debe ser cera. Las eCliaciones de equilibria de fuerzas son (Figura 3.26):

p,AB = (JpB + T,.PA

V,AB = a.,AB cos 0 + T),.,AB sen 0

fl.,. = ax cos 0 + Ty_~ sen 0

De igual modo en la d irecci6n y:

fly = aysenO + TxyCOSO


(2)

(3)

: Normal a P

~ - - ---\- : / = cos a m=cos f3

m ' , ~ 1,0:

_~ _____ __ __ ---- ;.--J.. ~--i-____ L __ ,

,

Plano P y:

Cosenos directores,

• CALCULO DE LOS ESFUERZOS NORMAL Y TANGENCIAL ACTUAN-

DO SOBRE UN PLANO

Si se establecen las ecuaciones del equilibrio para la

F' ' , 3 26 en funci6n de los esfuerzos normal y .tan-19 U1 a ' AB artu' de , I ~ Y 1: actuando sobre el plano , a p! gencla , V I( , ,

( \ ), (2) Y (3), se tIene:

(i = (i cos2 f) + 21:,1)' sen f) cos f) + (i y sen2 0

" = ! '('~ + <J) +H<J _ <J .)cos 20 +r",sen 20 (ill 2 V x )' - ,~ )

" = (<J - <J ) sen B cos 0 + r,,(cos2

0 - sen2

0) ~ )' ,t

T = H <Jy

- <J) sen 20 + 'Xy cos 20

(4)

(5)

Las ' expresiones anteriores dan los va l or~s de los esfuerzos normal y tangencial sobre cualqUler plano

A (punto de aplicaci6n de los esfuerzos que pase par ,- I 0

, ) cuya normal este inchnada un angu 0 (ix ' (i y ' 't,IY' J .t

respecto al eje Ox,

• ELIPSE DE ESFUERZOS

, ' I son paralelos a los Si los esfuerzos pnnClpa es (i I Y (i3 ,

ejes ~ e y respectivam~n~e, a partiJ de las ecuaclOnes

(2) y (3) se puede escnbJl':

V,AB = <J ,ABcos O

y pyAB = <J,AB sen O

En funci6n de los cosenos diJectores I Y /ll. de ~ a H-

OP d la Figura 326 las expresiones antenores nea e . quedan (para a = 0 Y ~ = 90-0):

P x = (ill Y Py = (i] 111

Estas expresiones proporcio,nan las cO~lponentes I~ del esfuerzo sobre cualqUier plano, slendo I y

e Y , d' '- d <J los cosenos directores Y coincidiendo, la lJecc\Oo e , I Y (i ) can las de los ejes x e y respectlvmnente. Como.

l?+ m? = l

144 INGENI ERiA GEOL6GICA

Plano P

a,

Esfuerzos sobre un plano.

se obtiene la ecuaci6n de una elipse:

p~/cli + p~ /c?j = I 'I;; 1 y I;; 1 respectiva-. ndo los radios mayor y mel101 I )

Sle . di s eJ' es mayor Y men or pat'alelos a los mente y slen 0 0' I'

, (F" 3 27) Cualquier punta de la e Ipse eJes x e y IgUla. . . , 0 den'ldas x e y iguales en maglll tud a Px Y PY' tlene co r ! ( .

y cllalquier vector radio desde el on gen al punta es un

vector de esfuerzo p. . b'd" La elipse representa el estado de estuerzos. 1 J~

mensional en un punto para el plano que dco~ttel~ ef_ los esfu erzos principales. Sobre c ad~ uno e os 10 ~r nitos pianos perpendiculares a la elt~se .que pa~e p el punto central, actuan un par de esfuelzos patalelos

t , ~ y" oblicuamente al plano, y que y opues os Vail /"" 1 Y pueden ser descompuestos en componentes norma tangencial. Unicamente sobre los dos pianos perp~ndiculares a los esfuerzos principales ~ I Y (i 3 (1~s P ~~

. ' I de esfuel'zoS) no actuan esfueJ ZOS os pnnclpa es . ~ ,

~omponente tangencial. EI dibujo de todos estos PaJ;:~ de esfuerzos forma la elipse; de ellos, los dos que ~ s sentan mayor Y menor magnitud son los esfuel zO

principales (i I Y (i ) .

- - -- --------

-, ,. ."~ ~'.:".~ ,

1 "I'~i'~·· . ...._. -

Tensiones principales

En cualqu ier punto sometido a esfuerzos, se pueden encontrar tres planas ortogonales entre sf en los que los esfuerzos tangenciales son l1ulos; es tos pianos se denominan pianos principales de esfuerzo, y los esfuerzos nonnales que actLlan sobre ellos son las tensiones principales. La mayor de las tres tensiones es (i I ' la intermedia es (i2 y la menor es 0'): (il > (i2 > (i]. Suponiendo que s610 existieran esfuerzos debidos a las fuerzas gravitatorias sabre un punta, el plano horizontal y todos los planas verticales que pasan por ese punto serfan planas

principales de esfuerzo, Si (il = (i2 = 0'] el estado de tensiones se dellomina isotropo a hidrostfit ico, como el que prese ll tan los f1uidos.

Todas las paredes de excavaciones superficiales y subterraneas que se autosoportan son pIanos principales de tensiol1es, sabre las que no actuan esfuerzos tangenciales.

Contrariamente a 10 que ocurre can los esfuerzos tangenciaies, no existe Ilinguna orientaci6n en el espacio para la que los esfuerzos normales sean Ilulos; dicbo de otra forma, la suma de las tensiones principales siempre tiene el mismo valor: (i l + (i2 + (i3 = constante .

a,

Componentes de tensiones referidas a un sistema de ejes

x. y, z y componentes de las tensiones principales.

Wlilfftp Etipse de esfuerzos,

• CALCULO DE LAS COMPONENTES (in Y r A PARTIR DE 0'1 Y (i3

COllocida la magnitud y direcci6n de las lensiolles principales (il y (i3 se pueden ca1cular los esfuerzos normal y tangencial pal:.a cualquier plano dada su orientaci6n, Para dos dimensioncs, el equilibrio de fuerzas pill'a el plano de la Figura 3,28 se establece:

<J,,A = <J, cos 0 A cos 0 + <J, sen 0 A sen 0 =

= (iIAcos2 0 + (i]A sen2 B

rA = (i l sen f) Acos O - O']cos BA sen O

Par relaciones trigonometricas:

<J" = le<J , + <J, ) + t (<J, - " ,)cos20 (6)

(7)

Pta no

Las eClIaciones (6) y (7) proporcionan una descripci6n com pi eta del estado de esfllerzos sobre Ull plano conocido el angulo By los esfuerzos principales. EI maxi mo esfllerzo tangencial es (a l - (i3 )/2, Y OCllrre sobre secciones a 45° de los planas principales. Los rnaximos esfllerzos normales y los maximos esfuerzos tangenciales se ejercen sobre secciones a 45° LIlla de otra.

• CiRCULO DE MOHR

Las eCLl aciones (6) y (7) corresponden a un circllio. Esta representaci6n griifica del estado de esfuerzos en un punta recibe el Ilombre de cll'culo de Mohr (Figura 3.29). Las in tersecciones del cfrculo can el eje all son los esfuezos principales (i l Y (i) . El radio del cll'culo


--

•

•

0,

• Plano de,'~rea A

e ,<j

Co;,&

an::;; 1h (01 + 03) + Y:t: (01 - 03) COS 2()

• = y, (a, -a3) sen 28

0,

Tensiones tangencial y normal actuando sabre un plano

-------------}-'": - ", t max

0,

(o,-a3)12

0 ,

Circulo de Mohr.

representa el max-imo valor de l esfue rzo tangenc ial t. Cualquier punto del cfrculo representa el estado ~d: es-

f rzos sobre Ull plano cuya normal Forma un anoulo "lI e . . I . a A G con la direccion del esfuerzo pnnclpa mayol I ·

partir de l ciiblljo, dados los esfu erzos a I y (J3 se pueden calcular gnHicamente los valores de a" y t para

0,

''Y

°3 0,

____ oc __

0,

c lIaiquier plano; igualmcnte a p~~tir de (J" Y 't yu~de obtenerse la magnitud y direcclOll de los esfuc lzos

princ ipales (Figura 3.30). . . . EI cfrculo de Molu penmte represental diferen-

f 110 se indica en la Fi gu-tes estados de es uerzos, CO l •

ra 3.3 1.

• EFECTO DE LA PRESION INTERSTICIAL

El agua ejerce un esfuerzo hidrost~tico, /./, de . } gl~al magnitud en tadas las direcciones. SI el agua esta pIC

gente en la raea, este esfuerzo contr~rrest a la comp~nente normal del esfucrzo pero no tl cne efecto. sO~l e

. I A" el esfu crzo e!'cctlvo la compollcnte tangencJa . 51, . ." _ actuando perpendi cularmente a un plano SCI a e l es

fu crzo total menos e l esfuerzo u:

a:, = a"IOIn! ~ angUli = a" - /'/

En el diagrama de Mohr este efecto se re F~ eja en un desplnzamiento hacia la izqllierda de los Cl rclll o.~ de esFuerzo, en una longitud igual al valor del esfue lzo 0

presion in tersticial /,/, (Recuadro 3.5).

0y

'y, /°3

'"[;1 0,

fyx 0,

Oy

Representaci6n grafica mediante el d rculo de Mohr de los esfuerzDs actuando sobre el

plano vertical de la figura de Ja derecha.

146 INGENIERiA GEOLlJG1CA

• I I ~

Esfuerzo Compresi6n Tracci6n hidrostatico uniaxial uniaxial 01 =03>0 01> 0; 03 = 0 03 < 0; 0"1 = 0

WilliE'" Circulos de Mohr para distintos estados de esfuerzos

Tensiones en tres dimensiones

Si en Jugar de un plano, en cuyo caso el esfuerzo queda definido par un vector, se considera un punto 5i

tuado en el interior de un cuerpo mcoso, por el mi smo pas an infinitos planas de diferente orientacion. S i se detenninan los vectores esfuerzo para cada uno de los pianos quedara definido e l estado de esfuerzos 0 estado tensional en el punto, que queda representado par un tensor de segundo orden.

D icho de otm modo, la cuantificac ion del estado de esfu erzos en un punto se lI eva a cabo definiendo su estaclo de esfuerzos, esto es, definiendo las fuerzas por unidad de area que ac tuan sobre tres pianos ortogonales a traves del punto. EI estado de es fuerzo s no se ve alterado par la e leccio n del sistema de ejes de referencia, perc sf sus componentes.

S i se considera un area infinites tmal M alrededor de un punto 0 en el interior de un macizo rocoso en equi librio, y !J..F es la fuerza resultante que actua sobre el plano (Figura 3.32), la magnitud del esfu erzo resuitante sobre el punto 0 , 0 de l vector de esfuerzo, a R se define:

6.F aR = lim AA

6t1 ---> U L1/1

y i 0yy

, i Ozy

I - +-I

Compresi6n Esfuerzo de general cizalla puro

01 > 0 3 > 0 01 =-03

Sus componentes normal y tangenc ia l sobre el piano que contiene al punto quedan deFinidas par:

6.N all = lim A A

&1.--->0 L1/1

6.T L = lim -

M-.U M Si la normal a la superficie M es ta orientada para

lela a uno de los ejes, por ejemplo al eje x, las componentes de esfuerzo que aCluan sobre esta superfic ie pueden ser referidas a los ej es x, y, z. Mientras que e l esfuerzo normal queda definjdo de una forma evidente, el esfuerzo tangencial no, al no coincidir pOl' 10 general con la direccioll de ninguno de los ejes, siendo necesario referirlo a dos componentes. Asf, el esfuerzo sobre el plano considerado viene dado par tres componentes:

indicando el primer subfndice la direccion de la normal al plano (0 el plano sobre e l que actlw la componente), y e l segundo la direcci6 n de actuaci6 n de la componente de esfuerzo. Simi larmente, para las otras dos direcciolles, y, z, las componentes de l esfue rzo actuando sobre los pianos norm ales a las mismas son:

(Jyy' tyo\" Y t y:

au' LlX Y t~,

: tzx .xz

/&~:---------- 17 z

------ x

z

ml''fEEtJ Tensiones en tres dimensiones.


Metodos graficos y analiticos para el calculo de las tensiones tangencial

y normal sobre un plano

0,

~ 250 kg/em'

r -- -- - -- ------ ----- ----

°3

Metodo b)

Plano

50 kg/cm2 -°3

2e

Construcci6n grafica del d rculo de Mohr y medida di

recta: a = 100 kg/COl' Y ,= 86,6 kg/cm' "

Metodo c)

A partir de las expresiones:

a = 1 (a + a) + -,' (a, - a]) cos 20 = 100 kg/cm' II 2 1 3

, = !(a, - a]) sen 20 = 86,6 kg/COl'

Si ex.iste presi6n de tluidos en los po~'os de la w ea, este f1uido soporta parte del esfuerzo aplicado para conseguir la retura. El esfuerzo «efecti v~}) que . soportan las partlculas solid as de la roea sera la d~ferencJa entre el total apticado y el soportado por el f1uldo:

148 INGENIERiA GEaL6GICA

Metodo a) 1/ i

'"

_ 03

e = 60·

t A cos 600

0, , , e

On=U3sen ()+01 COS

a == 50 sen2 60 + 250 cos2

60 n

on = 37,5+62,5 =100 kg/em'

r = (01 - 03 ) sen (} cos () • == 250 sen 60 cos 60 - 50 sen 60 cos 60

,= 108,25 - 21 ,65 = 86,6 kg/em'

a'[ = (J I tOI" ] - (J aglut

(J~ = (J 3 lowl - a flgllU

Si a = 20 kp/cm': agua

a', = 230 kp/cm2

a; = 30 kp/cm'

a' = 80 kp/cm2

"

r ---- ------------l

;\ 30 0 ' n

230

La matriz de esfuerzo con las nueve cornponentes queda definida por:

EI estado de esfuerzos en un punto queda definido por nueve cornponentes de esfuerzo independientes, 3 normales y 6 tangenciales, Si se considera el equiIibrio del cuba de la Figura 3.32, debe cumpJirse que:

y

por 10 que unicamente son necesarias seis componentes de esfuerzo para conocer el estado de esfuerzos en un pun to:

EI tensor de esfuerzos correspondiente a los esfuerzos principales es:

[

a ,

[a] = ~

Si existe presi6n de f1uidos , u, el tensor queda modificado unieamente en sus eomponentes normales, ya que la presi6n hidrostatica no acttla sobre las componentes tangenciales; los tensores de esfuerzos para los casos de existeneia de eomponentes tangenciales 0 esfuerzos principales seran:

[ au - u ' . ., 'x, ] [a] = "'.' a),y - U t)'~

'" '" au - u

[ a - u 0

a] ~ J [a] = '~ az - u

0

• ELlPSQlDE DE TENSlaNEs

EI estado tridimensional de tensiones en un punto queda representado por un elipsoide. De igual forma que se han deducido anteriormente las eeuaciones de Ia elipse de esfuerzos para dos dimensiones, si se consideran los esfuerzos principales ai' a2 Y a3 paralelos a los ejes x, y, z, se puede escribir:

I = p.JaJ! m = py/az, n = p~/a3

Elipsoide de tensiones.

y como:

{' + m2 + n2 = I

se obtiene:

Los tres pIanos que aparecen cortados en el el ipsaide de la Figura 3.33 son los pianos principales de esfuerzo. 8i se consideran los pianos que contienen a los esfuerzos a l Y (Iz Y a los esfuerzos (II y a3, respectivamente, se tienen las dos elipses que representan el estado de esfuerzos en cualquier plano perpendicular a la elipse considerada,

Los diferentes estadas de esfuerzos pueden definirse por la forma del elipsoide 0 por los valores relativos de los esfuerzos actuando sobre un punto en el centro del mismo:

Forma del elipsoide

Uniaxial: 0'1 =1= 0; 0'2 = 0'3 = 0 Biaxial: 0'1 =1= 0; 0'3 =1= 0; 0'2 = 0 Triaxial : 0'1 =1= 0; 0'2 =1= 0; 0'3 =1= 0

Valor relativo de esfuerzos

Axial: 0'1 > 0'2 = a) Poliaxial: 0' 1 #- 0'2 =1= 0'3

Hidrostatico: 0'1 = 0'2 = a) =1= 0

EI esfuerzo hidrosultico quedara representado por una esfera. La Figura 3,34 representa estos estados de esfuerzo_ en probetas de laboratorio.

Resistencia y rotura Conceptos baslcos

Las tensiones 0 esfuerzos generados por la aplicaci6n de las fuerzas pueden producir deformaciones y roturas en las rocas dependiendo de la resistencia de las mismas Y de otras condiciones extrfnseeas al propio material roeoso.

La defOlmaci6n indica el cambio en la forma 0

configuraci6n de un cuerpo, eorrespondiendose can los desplazamientos que sufre la roca al soportar la

~ MECANICA DE RaCAS 149

Compresi6n Compresi6n Campresi6n

Campresi6n Tracci6n triaxial poliaxial

uniaxial uniaxial biaxial

0, 0, 0,

0, 0,

lID IE::: 0 03 W 0,

U °3 0, °3 °3

0, °3 0, 03

~ ~

0, 0, 0, 0,

0,

Diferentes estados de tensiones aplicados a probetas de laboratorio.

carga. Ante la dificultad de medir desplazamientos muy pequenos. la deformaci6n se expre~a .c~mparan do el estado deform ado can respecto al Wlclal y, por tanto no tiene unidades. Anteriormente se ha defnudo la deformaci6n longitudinal 0 elongacion . e, como la variaci6n de longitud entre dos partlculas en dos estados mecanicos diferentes. expresada como:

B = (I, - INI, = /1,.1/1,

La deformaci6n volumetrica 0 dilataci6n es la relacion entre el cambio de volumen de un cuerpo Y su

volumen inicial:

/I,. = (V, - Vr)/V, = /l,.V/V,

Mientras que el esfuerzo indica una cond ici6n d~ la raca en un instante y depende de las fuerzas apl~cadas, la deformacion compara condicione~ en d~s 1I1Stantes, y concierne unicamente a la conflguracI6n de

los cuerpos.

F Tension 0::' A

0, --- - ------------- - --

I~ _ _______ ______ " Deformacion, E.

Curva completa tensi6n-deformaci6n can .105 valores correspondientes a la resistencia de pIca y a la

resistencia residual.


La resistencia se define como el esfuerzo que la roca puede soportar para unas cier~as condiciones de ~_eformaci6n. La resistencia de PICO, al}' es el esfuelzo maximo que se puede a!canzar (Figura 3.35). Se produce para una cierta deformaci6~ a la ~ue se. denomlna deformaci6n de pico. La reslstenCI3 residual, a" es el valor al que cae la resistencia de algunas I~ocas para defonnaciones elevadas. ~e produce despues de sobrepasar la resistencia de pICO. E:n los proble~as que se plantean en ingenierfa geol6glca,. cono~er Sl I.a roea se va a deformar sin alcanzar la reslstenCIa de Plco 0 se va a superar este umbral , y por 10 tanto se .v~ .a alcanzar la resistencia residual, es un a~pecto, d~fle ll de analizar y de importantes cons~cllen~Ias practlcas.

En condiciones naturales, la reslstencIU depende de las propiedades intrinsecas de la roca, cohesi6n y angula de friccion, y de otras factores ~xternos con~o la magnitud de los esfuerzos que s~ eJercen, los ~Iclos de carga y descarga 0 la presencIa de ~g~a. ~or/ este motivo, la resistencia no es un valor umeo ll1tnnseco de la roca, y de aquf el interes en conocer su ~a~or y sus rangos de variaci6n para detenninadas condIcIones de los materiales rocosoS.

La resistencia compresiva es la propiedad m~s caracterfstica y frecuentemente medida en l~ matnz rocosa, par la facilidad de obtenci6n de testlgos y de su ensayo en laboratodo. Par el COl1t~'ano, en lo.s macl~os rocosos su determinacion no es dlrecta, deblendo lealizarse por medio de criterios empfricos.

Pm-a una determinada cru'ga 0 fuerza, lo~ esfuerzos generados superan la resist~ncia ~e.l maten~l rocoso: se alcanzan defarmaciones madmlslbles Y tlene lugru

la rotura del mismo. La rotura es un fenomeno que se produce cuando

la roea no puede soportar las fuerzas aplicadas, . alcanzando el esfuerzo un valor maximo eorrespondlente a la resistencia de pico del material. Aunq~le. ~eneral mente se supone que la rotura ocurre 0 se In.lcla ~l. alcanzarse la resistencia de pico. esto es una sllnpltflcaci6n que no siempre ocurre. Tamp.o~o. la rotura de la roca tiene por que coincidir con el lruelo de la genera-

cion de los pianos de fractura. La fraetura es la formaci6n de pianos de separaci6n en la raca, rompit~ndose los enlaces de las partfculas para crear nuevas superficies. Se pierden las fuerzas cohesivas y permanecen unicamente las friecionales.

En fun ci6n de la resistencia de la roca y de las relaciones entre los esfuerzos ap licados y las defonnaciones producidas. la rotma puede responder a diferentes modelos: rotUl"a fragil (instantanea y violenta) 0 rotura ductil (progresiva). Estos conceptos se desaITolIan mas adelante en este apartado.

EI fenomeno de la rotma va acompafiado de la generaci6n de pIanos de fractllra a traves de la roca, cllya direccion depende de:

La direcci6n de aplicacion de las fuerzas. Las anisotroplas presentes en el material rocoso a nivel microscopico (orientaci6n preferente de minerales, presencia de microfisuras orientadas) 0 macroscopico (superficies de esqui stosidad 0 laminaci6n).

A escala de macizo mcoso fracturado, la ratura puede ocurrir a traves de la matriz rocosa 0 a favor de discontinll idades preexistentes, siendo tam bien posible la creaci6n de pianos de rotura rnixtos.

Mecanismos de rotura

EI proceso de rotura de las racas es muy variado y complejo, englobando vru-ios tipos de fen6menos de manera eonj unta e interviniendo multiples factores. EI analisis de la rotura en rocas es mas complejo que en suelos. A continuacion se describen los distintos mecanismos de rotura en el medio roeose, ilustrandolos con algunos ejemplos a !livel de macizo rocoso (Figura 3.36):

Rotura pOl" esfuerzo eortante. Se produce cuando una detenninada superficie de la roca esta sometida a esfllerzos de corte suficientemente altos como para que ulla cara de la sllperficie des Li ce con respecto a la otra. Son ejemplos las roturas a favor de discontinuidades en taludes de macizos rocosos 0 en los tech os de galerias sabre hastiales rigidos (Figura 3.36a)). Es el caso mas habitual de rotura y el mas importante.

Rotura pOl' eompresi6h. Tiene lugar cllando la roca sufre esfu erzos a compresion. Microscopicamente se prodllcen grietas de traccion y pianos de c0l1e que progresan en el interior de la raca. La situaci6n de compresion simple no es frecuente en la natllraleza 0 en las obms de ingenierfa. Son ejemplos pr6x.imos los pi lares de soporte en una excavaci6n minera 0 los pilares de sostenimiento de desll10ntes en voladizo (Figura 3.37) .

Rotura por flexion. Se produce cLlando una seccion de la raca esta sometida a momentos flectores. En realidad la seccioll esta sometida a unas tensiolles

nonnales variables, rompiendose poria zona donde se aculTIulan las tracciones. Esta situaci6n se produce, pOl' ejemplo. en los dinteles de las galerfas subtelTaneas, 0 en eJ techo de una cavidad carstica (Figura 3.36b)).

a) Rotura par esfuerzo cortante de un talud.

--------------~--~------------~-

Marga

Arenisca

b) Rotura par flexion de la clave de una galeria.

c) Tramos de las supert1cies de discontinuidad sometidos a tracci6n simple.

WlllfF'" Mecanismos de rotura.


Rotura a com presion de un pilar en una iglesia paleocristiana excavada en tobas volcanicas, Capadoccia, Turquia (foto M. Ferrer).

Rotura por traccion. Este tipo de rotura se produce cuando la disposicion Y /0 estructura del macizo rocoso hace que una cierta seccion de la raca este sometida a una tracci6n pura 0 casi pura. En la reaUdad son situaciones diffciles de producirse. Un ejemplo puede sel" el estado traccional que se genera en algunos Hamos de la supelficie de rotura de un talud (Figu-

ra 3.36c)) . Rotura por colapso. Una rotura par calapso meca-

nico se produce bajo condiciones de compresion i50-tr6pica, es dedr, cuando el material redbe compresiones en todas las direcciones del espacio. La estructura de la raca se rampe, transform an dose en un material pulvurulento, tipo suelo. Es un caso particular de la rotura por compresion. Se produce en racas Illuy porosas, tales como rocas volcall icas de baja densidad 0

arelliscas cementadas tipo creta. Las racas densas bajo compresion isotr6pica pueden colapsm tambien bajo compresiones muy elevadas por cambios en su es

tructura in terna.

Relaciones tensi6n-deformaci6n en las rocas

EI comportamiento tensi6n~deformaci6n, 0 esfu erzo-deformaci6n, de un cuerpo viene defin ido por Ia relacion entre los esfuerzos aplicados y las deformaciones producidas, Y hace referenda a como se va deforlllando Y como va variando el comportamiento del material rocOSO a 10 largo de la ap li cacion de la carga, 0 dicho de otro modo, como varra la resistencia del material para determinados niveles de defor-

maciones:

152 INGEN IERiA GEOL6GICA

EI comportamiento antes de !legal' a la rotura. La forma en que se produce la rotum. EI cornportamiento despues de la rotura.

Su estudio se lIeva a cabo a partir de ensayos de aplicacion de fuerzas compresivas, en donde se registran las curvas esfuerzo-deformacion a 10 largo de las diferentes etapas del proceso. Las racas presentan relaciones no lineales entre las fuerzas aplicadas Y las deformaciones producidas a partir de un determinado nivel de esfuerzos, obteniendose diferentes Illodelos de CU[vas a-E para los distintos tipos de racas.

Si debido a la ap licacion de una carga sobre un cuerpo rocoso se supera su resistencia de pica (es decir, si la defonnacion aumenta mas alia de la deformacion de pico) puede ocurrir:

La resistencia de la raca disminuye drasticamente incluso hasta alcanzar un valor proximo a cera. Es el caso de un comportamiento fnigil (curva 1 de la Figura 3.38) como el que presenta, por ejemplo, el vidrio. Este comportamiento es tfpico de racas duras con alta resistencia. La fractura fragil implica una perdida casi instantanea de Ia resistencia de Ia raca a traves de un plano sin ninguna 0 muy poca de

formacion plastica. La resistencia de la roca decrece hasta un cielto valor despues de haberse alcanzado defonnaciones importantes. Es el caso de un comporta~ miento fnigil-ductil 0 parcial mente fnlgi l (curva 2, Figura 3.38), como el que presentan las discontinuidades rocosas 0 materiales arcillosos

sobreconsolidados. La deformacion sigue aumentando sin que se pierda Ia resistencia (esto es, la resistencia se mantiene constante despues de grandes deformaciones). Es el caso de un comportamiento ductil (curva 3, Figura 3.38), que presentan detenninados tipos de materiales blandos como

las sales.

En el comportamiento dl,ctil la resistencia de pico y la residual son iguales. La deform3cion que se produce, sin perdida de resistencia, se ll ama deformacion ductiJ. EI comportamiento fnl.gi l se caracteriza por presentar diferencias importantes entre la resistencia de pico y la residual, y, at ser la caida de resistencia brusca, apenas existe diferencia entre la deformacion de pi co y Ia deformacion correspondiente a la res is-

tencia residual. Si se ensaya en el laboratorio una probeta de roca

sin confinar med iante la apUcaci6n gradual de una fuerza axial, se va produciendo un deformacion axial que puede ser medida mediante la instalacion de compat.adores en la probeta. EI registro de los esfuerzos Y de las defonnaciones correspondientes permite dibu-

'\ \

u, r __ m_umu"

I

/ 1. Comportamiento frag i!.

• E E

2. Comportamiento fragil-ductil . 3. Comportamiento ducti l.

• E

--- Modelo te6rico Curvas reales

Mode[os de comportamiento tension-deformacion.

jar la curva esfuerzo-deform acion del ensayo (Figura 3.39). La rama ascendente de la curva, antes de al~anzar .Ia resistencia de pico, presell ta un comportaLUlCnto lineal 0 elastico para la mayor parte de las roc~s. En el campo elastico, la deformacion es proporclOnal al esfuerzo y se cumple la re lacion:

donde E ~s la constante de proporcionalidad conocida como modulo de Young 0 modulo de elast icidad, (J

es el ~sfu~r ... zo y 81n es la deformacion axial (en la misma dlrecclOll que la fuerza apLicada).

EI~

Gp -- -~ - --: - - - _.

, ,

,

-[1------ f /V"'t.J r -- - - -- ~ ~M , , . , , , . . '- -'

• Deformaci6n axial, e(lX

e = I'!.f ax f,

E=oax lI=l eax Eax

Curvas tension-deformacion obtenidas del ensayo de compresion uniaxial.

Op = resistencia de pico or = resistencia residual

Ex iste otra constante que define, junto con el valor de E, el comportamiento elastico del material rocoso Ilamada coeficiente de Poisson: '

donde G, es la deformacion transversal de la probeta de raca ensayada.

EI ,.netodo pma obtener ambas constantes el;isticas a partIr del ensayo de resistencia uni ax ial se describe en el ApaJtado 3.4.

En el campo de deformaciolles elas ticas si se reti ra la fl.lerza ap licada se recuperan las defoflnacio lles, vol.vlendo la pro~eta a su configuraci6n inicial (FigUia 3.40). A prutu· de un determinado ni vel de deformaC I ?n~S, la rac~ 110 puede mantener el comportamiento elastlco, lI ~gandos.e a un punto en el que comienzan a produclrse defonnaciones ductiles 0 plasticas, donde se abandona la relacion lineal entre el esfuerzo y la .~eformaci6n. Este punto, que se reJleja en una infleXion de la curva esfu erzo-deformacion recibe el n~ll1b[e de limite de. elasticidad (yield poi:II), y la res l ste~lcla correspondlente se de nota como fIy (no confun~lI· con la componenLe normal del esfuerzo segun el eJe~ y, fI

y). A partir de este punto, la roca pllede

todavl3 mantener defonnaciones imporlantes antes de lI ega~· al ifmite de Stl resistencia. En racas fn'ig iies, los valOles de fIy y fIl' estan !TIuy proximos 0 coinciden 10 que ~10 .0cUl~[e en el caso de racas con comportaml~nto dllCt ll (Figura 3.40). La diferencia entre ambos val o ~·es es muy importante en el estudio del cOl11portaIllJent? de algunos tipos de racas, ya que indica la capacldad de la raca para seguir soportando caL"gas una vez supe~ado Sll limite elast ico y antes de alcanZaL" deformaclOnes inadmisibles.


(J b) Plastico. (J a) Elastica.

aD ----- - -- - -- - ---- - -- .. (ry -- - -- - -- - --------.

Op ______ ___ ___ ______ •

//,i

" ,,"

"

,

Deformaci6n E

,,/ <

,

i-/,/

• " ,/

:/ :'

,

• Deformation e

f = a E permanente

Modele de comportamiento elastica, con deformaciones recuperables una vez retirada la carga. y plasticQ, con deformaciones permanentes at superarse et limite de elasticidad.

Una vez superado el Hmite de elastic idad. las deformaciones de Ia roea no se recllperan aunque se re

tire lotalmente Ia carga aplicada. CanaceI' el valor de rr" y de las deformaciones aso

ciadas a este esfuerzo es 'importante tambien para e l disena de obras y estrllcturas en raeas blanclas, en las que, para esfuerzos inferiores a In resistencia de pico, el material sufre deformaciones pla.sticas irrecuperables. A pmiir de este punta, un pequeno incremento de la carga puede dar lugar a Ia rotura progresiva definitiva del material. Incluso si la carga pennanece constante, el paso del tiempo y los procesos de meteorizaci6n pueden ocasionar la perdida defmiti va de la resistencia.

EI comportamiento elastico 0 pla.stico depende de las propiedades resistent.es intrfnsecas de la roca y ele las condiciones en las que se estan aplicando los esfuerzos (valor de las tensiones confinantes, temperatura, presencia de agua interstic ial , etc.).

EI efecto de la presi6n confinante (}3 sobre Ia raca puede hacer que su comportamiento vade de fnigiJ a dllclil. E t valor de (}3 para e l que se produce esta variaci6 n recibe el nombre de presi6n de transici6n frag il-c!uClil Y a partir de ella roca se comporta plasti camente, defonmindose sin que se incremente el esfuerzo. Esta presi6n de transici6n resulta muy elevaela para los rangos de esfuerzo que tienen lugar a las cotas habituales donde se realizan las obras de il1 -genierfa. Sin embargo, para algunas rocas como las arc illosas 0 las evaporfticas, esta presi6n es considerablemente baja « 20 MPa a temperatura ambiente;

Goodman , 1989). Lo expuesto hasta aqui hace referencia a Illodelos de

comportamienlo que se pueden reproducir en laboratorio , donde se estudia la respuesta defonnacional de 1£1 roca de una forma «instantanea», es decir, la respuesta inmediata a unas condiciones de esfuerzo aplicadas.

154 INGENIERIA GEOL6GICA

No se tiene en cuenta la influencia del factor tiempo en el comportamiento de la roca bajo unas detenninadas condiciones de esfuerzo 0 defonnaci6n mantenidas a largo plazo . Sin embargo, determinados tipos de materiales rocosos pueden presentar un comportamiento reol6gico, sufriendo procesos tiempo-dependientes de fiuencia 0 creep (aumento de las deformaciones bajo esfuerzos constantes) y de relajaci6n (disminuci6n de la resistencia bajo deformaciones constantes).

Este aspecto es importanle porque el material puede evolucionar, Y lIegar incluso a la rotura, a partir de unas condiciones constantes de carga 0 defonnaci6n mantenidas a 10 largo del tiempo. El ejemplo mas ilustrati vo de tluencia son las sales. En los procesos de creep el material se comporta de forma viscosa, es decir, con defonnaciones tentas y continuas tiempo dependientes, influyendo tambien el contenido en humedac\. Muchas racas presentan un comportamiento viscoelastico al ser sometidas a esfuerzos, con deformaciones instantaneas (elasticas) y reol6gicas.

En Ia Figura 3.4 1 se presenta un modelo te6rico de

Rotura III

II

nempo

Curva t iempo-deformaci6n correspondiente a! pro

ceso de creep a fiuencia .

., ,

Modelos de comportamiento tension-deformacion en las rocas

EI comportamiento de las racas puede clas ificm·se de una forma general y simplificada, en: '

- FragiI, con deformaciones elasticas; tfpi co de racas duras y resistentes. Fragil-ductil, can deformaeiones elasticas y plast1C~S no recuperables; tfpico de racas blandas poco reslstentes. Ductil, con deformaciones plasticas predominantes (permanentes); un ejemplo son las sales. Las racas no presentan comportamientos ductiles puros.

H.

o t t t

H.

rn t t t

(J

'--------, Comportamiento frag il . Deformaci6n elastica.

~sto~ ~model os de comportamiento se reflej an en la defOl macJOn que suu·en las prabetas de matriz rocosa al ser ~argad~~ ~ en los mecanismos de ratma. Mientras que las IOcas.fl ag!Ies rompen a ~avor de pIanos de rotu ra netos y, genetalmente, de forma lllstantanea, los materiales ductiles 10 hacen . de forma pragresiva y con mayo res rangos de deformacl6n, generandose numerosos pianos de fractura.

H. H.

~ t t t

&I t t t

(J

• ~~~~~~~---,

Comportamiento ductil . Deformaciones plasticas.

Curvas tensi6n-deformaci6 n de comportamiento fragil y ductil obten· d con maquina rfgida en lutitas carbonlfera (F . G I a~ en ensayos .de comprensi6n simple s erreI y onza1ez de ValleJO, 199 1).

ro 4 \ \ IL

4

e. c

3

·0 .~ 2 c

2

{!! /

0 (

5 10 15 0

5 10 15

Deformaci6n (10-3)

4 4

3 3

2 ( 2 I~ I

0 ! • 0 5 10 15 5 10 15


curva de fluencia, donde se observan tas distintas fases de la deformaci6n en funcion del tiempo.

Al aplicar inicialmente la carga, se produce una deformaci6n elastica inmediata seguida por un creep primario (1), en el que la deformacion se desacelera con ei tiempo (transient creep) si las condiciones permanecen constantes, En algunas rocas, la curva de creep primario puede evolucionar a1 Uamado creep secundario (II), donde las deformaciones van aumentando y su rango Hega a ser constante (steady state creep), S1 los esfuerzos actuantes son cercanos al de pico, el creep secundario puede pasar a creep terciario (III), donde el rango de deformaciones se incrementa con el tiempo hasta alcanzarse Ia rotum (acce

lerating creep). La fluencia se puede producir par mecanismos de

microfisuraci6n 0 por flujo. Ademas de las sales, otres mateliales tambien pueden presentar este tipo de comportamiento reol6gico y sufrir fluencia bajo condiciones de presion y /0 temperatura elevadas mantenidas a 10 largo de un tiempo dilatado, como ocune en minas y tuneles profundos. Las 1utitas sobreconsolidadas 0 las pizarras metamorficas pueden sufrir deformaciones por creep a favor de los pIanos de debilidad, debido a consolidacion y/o deterioro al ser expuestas a condiciones ambientales diferentes, Las sales 0 las lutitas compactadas sufren procesos de creep sometidas a esfuerzos relativamente bajos, mientras otms rocas presentan viscosidad a altas temperaturas. Algunas rocas duras de baja porosidad y poco cementadas pueden igualmente presentar procesos de creep primario por microfisuraci6n,

Criterios de resistencia

Como se ha indicado en parrafos anteriores, el comportamiento mecanico de los materiales rocosos depende principal mente de su resistencia y de las fuerzas aplicadas, que dan lugar a un determinado estado de esfuerzos. Este estado de esfuerzos queda definido pOl' las tensiones principales que actuan: a l' a2 Y aJ ,

Dependiendo principal mente de la magnitud de estas tensiones, Y tambien de su direcci6n, se produciran las deformaciones en las rocas y, en Sll caso, la rotura. Las rocas rompen en condiciones de esfuerzo diferencial, y a una determinada l'elaci6n entre las tensiones principales cOITesponde un determinado nivel de deformaciones. Si se conocen estas relaciones se podra predecir el comportamiento del material para un estado de esfuerzos determinado.

En realidad, esta predicci6n del comportamiento s610 se podrfa realizar si las rocas Y los macizos mcosos fueran is6tropos Y homogeneos. Pero incluso las rocas que parecen mas homogeneas e is6tropas, como

156 INGENIERIA GEOLOGICA

los granitos, presentan variabilidad en sus propieda

des fisicas y mecanicas. La ley de eomportamiento de un material se defi

ne como la relaci6n entre los componentes del esfuerzo que indica el estado de deformaciones que sufre el material. Es un concepto mas amplio que el de criterio de rotura 0 de resistencia, ya que hace referencia a las relaciones entre esfuerzos a 10 largo de todo el proceso de deformaci6n del material rocoso,

En teorfa, una ley de comportamiento deberia ser-

vir para predecir:

_ EI valor de la resistencia de pico del material. _ La resistencia residual. _ La resistencia dellfmite de elasticidad. _ EI inicio de la generacion de la fractura. _ Las deformaciones sufridas por el material. _ La energia del proceso de rotura Y deformacion.

Ante la practica imposibilidad de obtener las leyes que rigen el comportamiento, la resistencia Y la rotum de los materiales rocosos especfficos (tanto de la matriz rocosa como de los macizos rocosos), se emplean una serie de eriterios de rotura 0 de resisteneia, obtenidos empfricamente a partir de experiencias Y ensayos de laboratorio, Estos criterios son expresiones matematicas que representan model os simples que permiten estimar Ia resistencia del material en base a los esfuerzos aplicados y a sus propiedades resistentes, y predecir cuando ocun·e la rotura:

donde a l' a2

, aJ

son los esfuerzos principales en las tres direcciones de espacio y K, es un conjunto de parametros representativos de las rocas,

Asi, un criteria de resistencia de pico es una expresi6n que proporciona la combinacion entre los componentes del esfuerzo para la que se aleanza la resistencia de pico del material , y un criterio de plasticidad 0 de lfmite de elasticidad es la relacion entre los componentes de esfuerzo que se satisface al inicio de las deformaciones permanentes.

Los criterios de rotura se establecen en funci6n de los esfuerzos 0 tensiones porque estos son mas faciles e inmediatos de medir que otros parametros, como la deformacion 0 la cantidad de energia de deformacion que se va liberando a 10 largo del proceso de carga; pero si estas cantidades pueden medirse, los criterios podrfan tambien establecerse en funci6n de elias:

resistencia = /(B" B" B" K,l

Actualmente el uso de maquinas de ensayo servocontroladas permite realizar ensayos de resistencia en donde la variable de control puede ser otra que el esfuerzo (como se describe en el Apartado 3.4).

Estado de tensiones "imposible"

Estado de tensiones posible

W!il£FltJ Representaci6n grafica de un criteria de rotura general en dos dimensiones,

.,A~.elllas de r~ferirse a los esfuerzos principales, los c~ !te~ lOS de reslstencia puedell sel' desarrollados en terIDlllOS de los esfuerzos normal y tangenciai actuando sobre un plano (Figura 3.42):

", = !("" "3' K) 6 T = f("", K)

~l heche, de que el esfuerzo intermedio a2 tenga po-ca II1fluencIa con respeeto al esfuerzo no' . I , , rumo O'J en a re~,lstencla de pica de los materiales, hace que los critellos en general se expresen en la forma:

'" = !(",)

~ado que el esfuerzo efectivo controla el comportrunte~to, esfu erzo-deformaci6n de las mcas porasas los ~ntenos de r~s istencia a rotma deberfan sel' esta~ blecldos en termmos de esfuerzos efectivos

. De los crite~ios que consideran la resi~tencia de ~ICO del mat~n~l , el mas extendido en mecanica de IOcas es ,~ I cnterlo de rotu1'3 lineal propuesto par Coulomb a fmales del siglo xvrn (Figura 3.43):

r=c+antag¢

donde c es la cohesi6n y ¢ el angulo de resistencia interna del t I < rna ena, pard metros del material rocoso

definidos en el Apart d 34 E · . . ." a 0 " ste cnteno expresa la les!stencla al corte a 10 largo de I " , , ( un p ana en un estado tl1a~ lal de tenslOnes, obteniendose la relaci6n lineal ent! e los esfuerzos normal y tangencial actuantes en el momenta de Ja ratura.

Las roca~. a diferencia de los sue los, presentan un c~,m~.o rtalJUento m~canico no lineal, por 10 que los C~llell,O~ de rotu1'3 lineales, a pesar de la ventaja de su sllnplicldad, no, son ruuy adecuados en cuanto que pue~en proporclOnar datos err6neos a la hora de eva-lua,! el estado de ~eformaciones de la roca, sabre todo pma estados tenslOnales bajos , EI criteria de MohrCoul~mb no se ajusta al comportamiento real de los matenal~s roeosos, tanto de la matriz rocosa como de los maClZOS rocosos y de las discontinuidades, Se ha cOI1l~robado experimental mente que la resistencia del n~~dlO rocoso crece menos can el aumento de la preSIO,I1 normal ?e confinamiento que la obtenida al aplicm una ley 11I1ea1.

Par, el1~, en mecanica de rocas son mas adecuados los cntenos de rotura no lineales, En estos casas en lug~r d.e una linea recta, la representaci6n gnlfic~ de la lotllla es una curva de tipo concavo U . , , n usa rnco-rre~to del modelo lineal puede dar lugar a errores impOl tantes, sebrevalorando 0 infmvalo1'3ndo la ' dad ' . s capacI-

es mecalllcas del material rocoso. ~n Ia Fi,gura 3.44 se representan las envolventes

cOlr~spondlentes a un criteria de rotura lineal y otro no Imeal. Para el punto I, el estado tensional correspondtente unphca la estabilidad (no rotura) en ambos c~ltellos, Sl se supone que existe presion intersticial e estado ~e esfuerzos se desplazara a la posicion 2: que segulla slendo estable Sl el criterio adoptado es lineal ; Sill embargo, para la envoI vente no lineal, el estado de esfuerzos del punto 2 no es admisible, indi~ando que se ha superado Ia resistencia a rotUl'a de la loca.

Entre los criterios de lfmite de elasticidad °t . d 100 ,ocne-nos e p aslIcldad, empleados en mecanica de mcas se enCllentran los de Drucker-Prager Von M' Tres b • - Isses y

. ea, ql!e esta lecen diferentes expresiones que re-laclOnan los esfuerzos actuantes en el momenta de alcanzarse las deformaciones perrnanentes, 0 plasticas,

~~r--E:s:t:ad:o~d:e~t=e=n~si=on~e~s----~---------------------------------------------, "imposible" cp T

~ o,,\g "t~ C

Estado de tensiones posible

~-------------------' an

28=90+4> .~~,--l--'--

c )LL __ ::::c.L_i __ .:o28 ___ J..an

Criteria lineal de rotura de Mohr-Coulomb,


I

ROTU~ .... """'" Relacion .... "' ...

lin\eal , , ,' ;elaCi6n NO ROTURA

Cohesi6n ....... ~ no lineal aparente ........ . ~ ~ ~ Area de resistencI8 On

/.... 1 aparente ...

Representaci6n grafica de criter,ios de r~tura 1i~eal y no lineal. Para estados de tenslones ~aJas ~l cnterio lineal proporciona una zona de reslstencla aparente Y un valor de cohesion aparente.

en el material. Los criterios de plasticidad SlIeien expresarse en terminos de invariantes de esfuel:~? 0 ,esfuerzos desv iadores, al ser el proceso de plastl~ICaC16n en materiaies is6tropos independiellte de los eJes CO I1-

siderados. Los criterios de resistencia 0 rotma pueden ser e,x-

presados para matriz rocosa, para slipeificies de dl~continuidad 0 para macizos rOC0805 . Los m~s extendtdos y (,ti les en mecanica de mcas se descnben en los

siguientes apartados,

Resistencia Y deformabilidad de la matriz rocosa

Resistencia Y parametros resistentes EI comportamiento mecanico de las r?~as esta defi l~ido por Sll resistencia Y Sll deform~bl hdad, La reSlS

ten cia, como se ha definido anten ormel:le, es el es,fuerzo que soporta una mca para deter,mll1adas defOImaciones, Cuando 1a resisteneia se nllde en probetas de [oca sin confinar se denomina resistencia a ~~m~ presion simple, Y Sll valor se emplea para la clas lfl ~acion geotecnica de las mcas; en el Cuadl~o 3,~ se J1~cluyen los valores tipieos de ~ste para~netlo paw diferentes tipos de rocas, Se obuene medl~nte ~I eJ1 -sayo de resistencia uniaxial a de com presion simple (descri to mas adelante). En general, los ensayos de laboratorio sobre rocas ffagU eS proporclOnan val ores de

resisteneia superiores a los reales, Las mcas rompen a favor de superficies ,de frac~ura

que se generan al superarse su resistencl3 de PI C,O,

Ast, de una forma indirecta los ensayos de compl:si6n miden la resistencia al corte de las [oeas. Podna pensarse que los planas de fraetura ti end~n a, desarrolIarse con direccion paralela a la de ap iJ,caC16n d~ la carga; sin embargo, la minima resistencJa se obtlene para la direcci6n en la que se ejerce el n:ayor esfue~'zo tangencial , formando un a~gul? determllla~o con I~Specto a la direcci6n de a~hcacl6n de la cat gao En 10-

cas is6tropas, segun el elfculo de Mohr, la rotUla se producira en una direccion tal . que 28 = 90" + . </> 6 e = 45" + </>/2 (Figura 3.43); sm embargo, no Slem-


pre se cumple esta predicci6n en los ens.ay~s de, l a,b~ratorio. Te6ricamente, en easo de matfl z JOcosa IS,Otropa, Ia resistencia compresiva sera siempre .Ia I11I S

ma para lin mismo estado de e~:uerzos aphcado Y lInas mismas condiciones de presIOIl de agua, tempe-

ratura, etc. ' La res istencia es funci6n de las fuerzas coheslvas Y

friccionales del materi al (ademas de otros factores extrfnsecos al material rocosO). La cohesion, c, es la fuerza de union entre las particulas mjnerales que forman la roca. EI .. ogulo de fricdon interna, </>, es el , gulo de rozamiento entre dos pIanos de Ia mlsma ao , , I v 'fa roca; para Ia l11ayorfa de las. ro.cas este angu 0 a~ entre 25" y 45". La fuerza fn cclOnal depende del angulo de friccion Y del esfuerzo normal , (JII ' actuando

sobre el plano considerado. ~ . La resistencia de la roca no es un valor lIntCO, ya

que ademas de los val ores de c y </>, depende de otras condiciones, como Ia magnitud de los esfuerzos c~nfl nantes, la presencia de agua en los poros 0 l,a vel,ocldad de aplicaci6n de la carga de retura, Tamblen, IIlcluso en roear; aparentemente is6tropas Y homogeneas, los valares de c y </> pueden vat'iar segun el grado de cementaci6n 0 variaciones en la composici6n mineralog1ca" .

En el Cuadra 3. 13 se incluyen valores caractenstIcos de Ia cohesi6n y friccion de Ia matriz rocosa, Ambos pat'ametros se determinan a partir del .ensayo de compresi6n triaxial de laboraton o, descnto en este

apartado.

Val ores tipieos de c y </> para roea sana

Cohesi6n Angulo de

Roca c (kp/cm') fl'iccioo basico

rp" (grado,)

Andes ila 280 45 Aren isca 80-350 30-50 Basallo 200-600 48-55 Caliza 50-400 35-50 Caliza margosa 10-60 30 Cuarcita 250-700 40-55 Diabasa 900- 1.200 40-50 Diorita 150 50-55 Dolomfa 220-600 25-35 Esqu isto 250 25-30'

20- 150* 20-30* Gabro 300 35 Gneiss 150-400 30-40 Granito 150-500 45-58 Grauvaca 60-100 45-50

Marmol 150-350 35-45 Lutita 30-350 40-60

15-25* Pizarra 100-500 40-55

< 100* 15-30*

Toba 7 -Yeso - 30

(*) En superficies de laminllci6n 0 csquistosidad. DlItos seleccionados lL partir de Walthlln ([999). Rahn (1986), Goodman (1989), Fanner ( 1968). Jimenez SalliS y JustO Alpafies (1975),

Efectos de la anisotropia y de la presion de agua en la resistencia

Cuancio la mca presenta anisotropfa, su resistencia compresiva para lin mi smo estudo de esfucrzos varia segun el ungula fJ ((3 = 90 - 0) enlre la direcci6n de los pianos de unisotropfa y la direccion de la carga aplicada, pudicndo presentar valores !TIlly diferentes (Figura 3.45).

AI ser In direcci6n mas favorab le a la mtura 1£1 correspondiente al ungulo () = 45 ll + lfJ/2 , la mca prcsentar,l SlI minima resistencia si los pianos de clcbilidad prescntan esta orienlaci6n, De iguaJ modo, tendnt la max ima resistencih para orientaciones segun o = 900 y () = 0°, donde los csfuerzos tangenci ales son Illtlos. Para valores del angulo 0 entre estos extremos, el va lor de la res istencia sera vari ab le. La Figura 3.46a) prescnta la curva teo riea de resistencia de Ia mea unisotropa, con In pOl'c i6n curva con'espondiente a 13 rotura por pianos de debili dad y 1a porci6n recta correspondi ente a la rotura a traves del material mcoso, La Figura 3.46b) representa eurvas reales oblenidas en laboratorio para diferentes valores de l ungu lo e.

i!!ie=o, fl = 90'

e = 90'

~ = 0'

Maximo valor de Oc

Minima valor de 0c

Maximo valor de 0c

e = 0' e = 45' + ¢/2 e = 90'

La resistencia de la roea varia en funci6n del angulo o considerado. Una probeta de roca can superficies de laminacion a esquistosidad presenta su minima resistencia para planas de rotura correspondientes a los planas de debilidad, y la maxima para vaJores del angulo 0 de A" y 90",

Esta va riabi lidad en la resistencia a compresion de la matri z rocosa slI pone una incertidllmbre para asignar un valor de 0"1 representativo, En ocasiones es frecuente tomar el valor minimo y adoptar aSl un margen de seguridad; sin embargo, en algullas aplicaciones en donde se tenga Ja seguridad de que no se daran roturas a favor de los pianos de anisotropfa, debe tomarse un valor de la resistencia adecuado a las situaciones reales de la obra.

La evaluacion de la resisteneia de la matr iz recosa en funcion de la d ireccion de anisotropfa puede realizarse mediante:

Ensayos de laboratorio en probetas con diferentes orientaciones de los pianos de debilidad. Aplicacion de criterios de retura empfricos, como el de Mohr-Coul omb,

Las recas anisotrepas son di ffc iles de ensayar pOl' la variabilidad de Sll resistencia, siendo necesarios IlU

merosos ensayos para obtener pani.metros representativos de todo el rango de resistencias.

La presion intersticial en la matriz mcosa poresa di sminuye SlI resistencia, al actuar est a presi6n en contra de la tension normal que se opone a la retura, clll11pl.iendose el principio de la tension efecti va:

Esto s610 afecla a rocns porosas permeables, que penniten la entrada de ngua y pueden \.l egal' a snturarse, Muchas de las mcas plied en cOlls iderarse pnlcticamente impermeables, aunque bajo condiciones de presencia de agll<1, la sa tu raci611 es cllest ion de tiempo.


I a) I o,-J b)

• °1-°3 i \ • •

+ • •

~ + . • + ... +

• + .,+

• + • • • •

00 ¢ 450 + </>/2 900 00 300 600 ~o

e e

1i1!!i!FFI'i Variaci6n de la resistencia a compresi6n en funci6n del angulo de apJicaci6n de la carga. a) Teoricamente para valores de 0 cercanos a 90

0 y para valores de 0

entre 00 Y ¢ no puede tener lugar la rot ura a favor de un plano de debilidad preexistente, y la rotura del material f oe050 tendra lugar a traves de estos pianos. b) Curvas correspondientes a ej emplos reales a partir de ensayos en

probetas para diferentes valores del angulo O.

Criterios de rotura

La resistencia de la matriz rocosa isotropa se puede evaluar mediante los criterios de rotura de MohrCoulomb y de Hoek y Brown. La principal diferencia entre ambos es que el primera es un criterio lineal yel segundo no lineal, mas adecuado al comportamiento mecanico real de las rocas. A 10 largo de las uitilll<ls decadas otras criterios de rotura han sido desarroJlados por diferentes autores, general mente con men or difusion y aplicacion. Sheorey ( 1997) recoge e n detaHe los principales criteri os de roturn existentes en la literatura sobre mecaniea de roeas. EI criterio de Griffith de 1921 (Jaeger y Cook, 1979; Paterson, 1978), desarrollado en base al estudio del cristal y del acero, es un c1asico en mecanica de rocas; a pesar de que no es adecuado para su apl icacion al material rocoso, ha side muy (,til para el estudio de la influencia de las microfisuras preexistentes en la rotura a traccion del

material.

Criterio de Mohr-Coulomb

Este criterio expresa la resistencia al corte a 10 largo de un plano en un estado triaxial de tensiones, obteniendose la relaci6n entre los esfuerzos normal y t311-geneiai actuantes en eJ momento de la rotura median

te la expresion matematica:

t = c + all tag ¢

160 INGEN IERIA GEOLOGICA

donde:

t Y all son las tensiones tangenciai Y normal sabre

el plano de rotura c y ¢ son la cohesi6n y ungula de rozamiento de la

matriz roeosa.

EI criterio puede expresarse igualmente en funci6n de los esfuerzos principales 0" 1 Y 0"] (Figura 3.47):

", 2e + ",[sen 20 + tag </>(1 - cos 20)]

sen 20 - tag </>(1 + cos 20)

pennitiendo obtener Ia resistencia en cualquier plano definido por O. Para el plano crftico de rotura, o = 45° + ¢/2, la expresion anter ior tomara la forma:

", 2eeos </> + ",( I + sen </»

( I - sen</>l

Si se da la condicion a ] = 0, 0"1 sera la resistencia a

compresi6n simpl e de la raca:

2ccos </> 0" 1 = (fc = I - sen ¢

EI criterio tambien proporciona el valor de la resis

tencia a tracci6n:

", 2ecos </>

I + sen </>

a) b)

r

,Q;~ ¢ .0. -( -:::. G

0,

C

a"

/'/·:I<--.L.---~--~---------------- a3

°3 0,

Envolventes de Mohr~Co~lomb en terminos de esfuerzos tangenciales y normales (a) y esfuerzos prmclpales (b). Para un estado tensional situado por debajo de las rectas 0 envolventes no se producira la rotura.

EI criterio de Mohr-Coulomb implica que tiene lugar tina fractura par corte al alcanzarse la resistencia de pi co del material. La gran ventaja de este criterio es su sencillez. Sin embargo presenta inconvenientes debido a que:

- Las envolventes de la resistencia en roea no son Lineales; se ha comprabado experimentalmente que 13 resistencia de las raeas aumenta menos con el incremento de la presi6n normal de con~namiento que 10 obtenido al eonsiderar una ley hneal , 10 que puede impliear errores al considerar los esfuerzos aetuantes, sobre todo en zonas de bajos esfllerzos confi nantes (Figura 3.44). La direeci6n del plano de la fraetllra segun es te criterio no siempre coincide con los resultados experimentales. EI criterio sobrevalora la resisteneia a la tracci6n.

No obstante, si se lItiliza es te cri teria lineal de rotura para evaillar la resistencia de la matri z racosa se pueden adoptar las siguientes recomendaciones: '

Suponer que el valor de la cohesi6n es un valor p.roximo al 1O% de la resistencia a compresi6n sImple de la matri z racosa. Adoptar un valor del angulo de razamiento inten~o seg(\I1 el ni vel de tensiones con el que trabaJa, tomado de ensayos especffieos 0 de tabias (Cuadro 3. 13).

Criterio de Hoek y Brown

Para evaluar la resistencia de la matriz rocosa es mas a~~cua~o. un criterio no lineal , donde la representaCIon graflca de la rotura es una curva de tipo c6ncavo.

EI propuesto pOI' Hoek y Brown (1980) es un criteria empfrico de retura no Lineal valida para evaluar la resistencia de la matri z roeosa is6tropa en condiciones triaxiales:

don de 0'1 Y 0"] SOil los esfuerzos principales mayor y n~enor en mtura, (Jci es la resistencia a compresi6n sunple de la matriz rocosa y Ill; es lIna constante que depende de las prepiedades de la matriz raeosa.

El valor de ad debe ser determinado en ensayos de laboratorio 0 , en su defecto, a partir del ensayo PLT. Puede tambien estimarse a partir del Cuadro 3.7. EI parametra lit; puede obtenerse de la bibliograffa cuand? no sea posible obtenerlo a partir de ensayos triaXl ales en la roca. EI Cuadra 3. 14 incluye los valores maximos de 1/1.; para distintas Jjtologfas.

Mediante la ecuaei6n anterior se puede dibujar la envoi vente para la rotura (Figura 3.48). La Figura 3.49 JTIliestra las relaciolles entre los esfllerzos normalizados 0" 1 Y (J ] para matriz rocosa.

El crit~ri o expresado adimensionalmente, en terminos de esfuerzos normalizados con respecto a a · tie-ne la forma: eI'

La resistencia de Ia roea a com presion simple viene dada ~or hl. expresi6n anterior slIstitllyendo (J] = 0, y la reslstencla a traeci6n se obtiene resolviendo para (JI = 0 Y (J) = 0'/:


a) 0,

Va ores d I constante m para la matriz rocosa e a , Tipo de roca y valor de la constante mj

Conglomerado (22) Lutita 4

Sed imentarias Arcni sca 19 Grauvaca ( 18)

clasticas Limolita 9

7 Caliza micrltica 8 Cali za margosa

Sedimentarias Brecha cali za (20) Yeso 16

no clasticas Caliza espar{tica (10) Anhidrita 13

9 Gneiss(*) 33 Marmo]

24 Esquisto (*) 4-8 Cuarc ita ( 10) Migmalita (30) Filita(*)

Metam6rficas 25-3 1 Pizan'a (*) 9

Anfiboli ta Mi lonita (6)

Granito 33 Diorita (28)

Andesita 19 Riolita (16)

27 fgncas Granod iorita (30) Gabro

Dacit'a ( 17) Basalto (17)

19neas extrusivas Ag\omerado (20) Tabu (15)

piroclasticas Brecha ( 18)

Hoek y Brown, 1997. Los valores entre p~rcntesls son e~~H~~~~~~. de a licaci6n de la carga nomml a los pIanos ("') Valores obtcnidos de cnsayos .en.ma lr~z rocosa COifn]f . 1 I P a'curre a favor de los pianos de debilidad. de foliaci6n. EI valor de Ill; ser5 Slb'lllficatlvmnente d erenle SI a ro ura

),'" .... ~ ...... a3

t Compresi6n triaxial

J.., Compresi6n V~ uniaxial

a, t

Tracci6n

b)

0 ,

..-- T racci6n Compresi6n ---.~

Tensi6n normal all

______ ~a~t~~--------------------~a3 ~ Tracci6n Compresi6n __ --c.~

a,

. . B en funci6n de los esfuerzos principales (a) Y de los esfuerzos normal Envolventes de rotura del cn~~no de Hoe.k

f Y ftown d.(ones de esfuerzo para rotura de la matriz rocosa.

y tangencial (b). Representaclon de las dl eren es con I I

162 INGEN IERiA GEOLOG ICA

5

. .. 4 ... :-.

,," 3 .... .;- ... ..... 2 . . . .... ... .:

1 I-• 031 lIe

0,2 0,4 0,6 0,8

Wi1lfflS' Representaci6n de la envolvente de la resistencia de pico de la matriz rocosa en terminos de esfuerzos normalizados.

La expresion del criteria de rotura en fun cion de los esfu erzos tangenciales y nonnales es :

don de a/ es la resistencia a traccion y A, B son constantes dependientes del valor de mi.

Deformabilidad

La deformabi lidad es la propiedad que tiene la roca para alterar su fo rma como respuesta a la actuacion de fuerzas. Seg(m sea la intensidad de la fuerza ejercida, el modo en que se aplica y las caracterfsticas mecanicas de la raca, la deformacion sera pennanente 0 elastica; en este (illimo caso el cuerpo recupera su forma original al cesar la aCluacion de la fuerza. En el Apartado 3.3 de este capflulo se han descrito las relaciones esfuerzo-deformacion de las roc as y los comportamientos correspondientes a los lllodelos elast ica y plastico . La de formabilidad de la roca se expresa por sus constantes elasticas E y v:

E ~ ale,,, (unjdades de esfuerzo) I' = e,/F.".r (adimensional)

EI modulo de Young, E, define la relaci6 n li neal elastica entre el esfu erzo aplicado y la deforlllacio n producida en 1£1 direcci6n de ap licacio n del esfu erzo, y el coefi ciellte de Poisson, 1', define la relacio n entre la deforlllaci6n transversal y axial. Alllbas constantes se obtienen del ensayo de compresion simple y defi nen las caracterfsticas de la defo rmacion e lastica «estalica» de la roca. Una mea dura con comportamjento

fn.gil presenta mayor modulo de Young y menor coeficiente de Poisson que lIna mca blanda con comportamiento ducti I.

En realidad, las rocas no presentan un comportamiento elast ico li neal jdeal , por 10 que los valores de E y v sllfren variaciones. Si se aptica una carga axia l a una probeta de material ideal elastico, isotropo y homogeneo, su voillmen no varian} a pesar de las deformaciones prodllcidas. Si la probeta tiene 10 cm de altura y 5 cm de diametro y se supone que tiene lugar una deformacion axial del 4 % de la longitud de la probeta, el coefici ente de Poisson es:

"~,,1E,,, ~ [(r; - 'i)/,;1 / [(10-9,6) / 10]

donde r i es el radio inicial y If el radio final de la prabeta (antes y despues de la defonnacion). Como el volumen permanece constante, se puede ca1cular el valor de If y obtener as f el valor de v, que sera de 0,5. Este es el valor para materiales elas ticos ideales. Las rocas siempre presentan valores inferiores, comprel1-didos par 10 general entre 0, 15 Y 0,33.

Los valores de E y II pueden tambiell obtenerse a partir de las velocidades de las ondas elasticas V" y V,., medidas e ll el ensayo de velocidad s6nica en laboratoria, correspondiendo en es te caso a los valores «dinamicos». EI modulo de Young dinamjco es mayor que cl estatico: ErJ > E.

En el Cuadra 3. 15 se inc1uyen valores del modulo de Young esta tico y dinamico y del coeficiente de Poisson para diferentes rocas. Se indican los rangos mas frecuentes de variaci6n de estos parametros, que en ocasiones son mLly £1mplios debido a la alta variabilidad de propiedades ffsicas (porosidad, estructura mineral, cementacion, etc.) y al caracter anis6tropo de algunas roc as (presencia de laminaci6n, esquistosidad, etc.) . Para la mayorfa de las rocas, el coefi ciente de Poi sson varfa entre 0 ,25 y 0,33.

Ensayos ae laboratorio de resistencia y deformabilidad

La composicion de la mayorfa de los materiales de construccion, tales como metales y hormigones, es L1niforme y homogenea hasta el extremo de que las propiedades mecanicas de es tos materiales, una vez que eslan emplazados, son virtual mente las mismas que se obtienen en ensayos de laboratorio. En las rocas no ocurre 10 mismo, y los resultados de los ensayos deben ser interpretados teniendo en consideraci6n sus limitaciones y grade de representati vidad. Inc1uso en rocns aparentemente isotropas y homogeIleas se dan d irecciones preferentes de ani sotropfa y


Constantes elasticas de las rocas

Modulo de elasticidad Modulo de elasticidad Coeflciente Roea intacta estatico, E dimimico, Ed de poisson, II

kg/em' (x 10' ) kg/em' (x 10')

Andesita 3,OA,O 0,23-0,32

Anfiboli ta 1,3-9,2 4,6- 10,5

Anhidrita 0, 15-7,6

Arenisca 0,3-6,1 0,5-5,6 0, 1-0,4 (0,24-0,3 I)

Basallo 3,2- 10 4, 1-8,7 0, 19-0,38 (0,25)

Cali za 1,5-9,0 0,8-9,9 0,12-0,33

(2,9-6,0) (0,25-0,30)

Cuareita 2,2- 10 0,08-0,24

(4,2-8,5) (0, 11-0,15)

Diabasa 6,9-9,6 6,0-9,8 0,28

Diorita 0,2- 1,7 2,5-4,4

Dolomia 0,4-5, 1 2,2-8,6 0,29-0,34

Oabro 1-6,5 0,12-0,20

Gneiss 1,7-8, 1 2,5- 10,5 0,08-0,40

(5,3-5 ,5) (0,20-0,30)

Esqu isto 0,6-3,9 0,01 -0,3 1

(2,0) (0,12)

Grani to 1,7-7,7 1,0-8 ,4 0, 1-0,4 (0, 18-0,24)

Grallvaca 4,7-6,3 2,3- 10,7

Limolita 5,3-7,5 0,7-6,5 0,25

Lutita 0,3-2,2 1,0-7,0 0,25-0,29

Marga 0,4-3 ,4 1,0-4,9

Marmol 2,8-7,2 0,1-0,4 (0,23)

Micaesqlli sto 0, 1-2,0

Pizarra 0,5-3,0

Sal 0,5-2,0 0,22

Taba 0,3-7,6 0,24-0,29

Yesa 1,5-3,6

Valores maximos y minimos. Valores med ios entre paremesis. Datos seleccionados a partir de Railn (1986), Johnson y De Graff ( 1988). Goodman (1989). Walthan ( 1999),

Duncan ( 1999).

variaciones que influyen en los resultados de los ell

sayos de laboratorio. Los metodos experimentales para detenn inar la re

sistencia y la defonnabilidad de las rocas son independientes del criterio de rotura adoptado en cada caso; Sll

finalidad es establecer las relaciones entre los esfuerzos y las defonnaciones durante el proceso de carga y rotura, los esfuerzos a que esta sometida la roca en el momento de 1a rotura y sus parametros resistentes. Estos metodos son los ensayos de laboratorio de compresi6n uniax.ial, compresi6n triaxial y tracci6n.

Con la realizacion de un numero es tadfsticamente representativo de ensayos se pueden obtener los valores caracterfsticos de los para metros resistentes de una roca a partir de las fuerzas aplicadas en el momento de la rotma; mediante la realizacion de ensayos adecuados se obtienen las curvas tensi6n-deformaci6n re-


presentativas de su comportamiento (la ley 0 modelo de comportamiento), cuyo estudio es fundamental a la hora de caracterizar las propiedades deformacionales

de los materi ales rocosos. En el Cuadro 3. I 6 se inc1uye una relaci6n de los

ensayos de laboratorio que permiten obtener los paramatros de resistencja y defonnabjJidad de la matriz rocosa. En la Figura 3.50 se presenta un esquema de los ensayos de resistencia.

Los ensayos de laboratorio se rea lizan sobre probetas cil.fndricas de roca. Par 10 general se utili zan testigos de sondeos, por 10 que las dimensiones de las probetas suelen ser siempre pequenas. Los ensayos deben ser realizados de una forma sistemat ica y los resul tados deben se l" estadfsticamente representativos de la w ca a in vestigar. Es importante defi nir c1aramente 10 que se pretende medir y valoraI'.

r 1

[ l

a)

Ensayos de laboratorio de resistencia y deformabilidad

Ensayos Parametros que se obtienen

Resistencia

Deformabilidad

•

~ " " " " U __

--f-. f-. f-.

., b)

Compresi6n simple Resistencia a In compresi6n simple, ut:

Compresi6n triaxial Cohes i6n (c), angul a de rozamiento interne de pico «A,) y angu 10 de rozamiento residual «Pr)

Tracci6n directa Resistencia a la tracci6n, (J,

Tracci6n ind irecta Resistencia a la lracci6n, u f

Compresi6n simple M6dulos de defonnaci6n estaticos, E y \!

Velocidad s6n.ica M6dulos de defofmllci6n dimi micos, Elf Y Vd

-~

~ " , " " " : ~

1+ I· 1+ I·

Entrada de aceite

I

, I

c)

W"if'fi,' Esquemas de los ensayos de resistencia: a) uniaxial. b) triaxial. c) tracci6n indirecta a brasileno.

Los valores obtenidos depended in de la naturaleza y condiciones de la roca (mineralogfa, tamano de grano y cementaci6n, microfisuraci6n, porosidad, grado de meteorizaci6n), y de las condiciones del ensayo (forma y volumen de la probeta, preparacion y tallado de la misma, contenido en humedad, temperatura, velocidad de carga, direcci6n de aplicaci6n de la carga, rigidez de la maquina de ensayo).

Ensayo uniaxial 0 de com presion simple

EI ensayo permi te detenn inar en laboratorio la resistencia uniax.ial no confinada de 101 roca, 0 resistencia a compresi6n simple, ()c' Y sus constantes ehlslicas: el modulo de Young, E, y coeficiente de Poisson, v. Es, por tanto, un ensayo para la c1asificaci6n de la roca por su resistencia y para la determi nacion de su de~

formabilidad. La relaci6n entre los esfu erzos ap licados en el ensayo es: 0"1 =ft 0; ()2 = ()3 = o.

• PROCEDI MIENTO

EI ensayo se realiza sobre un cilindro de roca, al que se apJica gradual mente fuerza axial hasta que se produce su roturn (Figuras 3.5 1, 3.52 Y 3.53). En maqu inas de ensayo convencionales, la variable de control es la fueJ;Za, cuya magnitud y velocidad de aplicacion puede ser controlada. Las deformaciones axiales que se van produciendo en la probeta se miden mediante comparadores 0 band as extensometricas. Durante el ensayo se van registrando las curvas esfuerzo-defo rmaci6n ax ial ()-Cl(~ de la probeta. Pueden igualmente medirse las deformac iones radiales 0 transversales de la probeta, obteniendose la curva ()-c,.

La ISRM ( 1979) establece una serie de recomendaciones con respecto 011 tallado de las probetas:

Las probetas deben ser cilindros CO Ll una reJaci6n LID ~ 2,5-3 Y ca n D > 54 mm. EI di ametro D sera al menos 10 veces mayor que el mayor tamano de grana de la roca.

J MECAN ICA DE AOCAS 165

W!i!fEfi' Maquinas para el ensayo uniaxial (fotos M. Ferrer).

Las bases de la probeta deben ser planas y paralelas y perpendiculares al eje del c il indro.

Deben ser realizados, al menos, 5 ensayos para la caracterizacion de la matriz roCOS'1.

• INTERPRETACION

La Figura 3.54 muestra un ejemplo de las curvas esfllerzo-defonn acion obtenidas de es te ensayo. Las curvas presentan una rama ascendente hasta alcanzarse 1a resistencia de pi co, (J ,." , y una ('ama descendente que reneja 1a perdida de resistencia. EI valor de la fuerza maxima que soporta la probeta d ividido por e l area sobre In que se aplica la fuerza es su resistencia a compresion simple. Es te parametro depende, hasta cierto punta, de la forma y tamano de la probeta, del contenido en humedad, del regimen y velocidad de la carga apli cada, etc.


Pro betas preparadas para el ensayo de compresi6n simple. con bandas extensometricas y comparadores para la medida de Jas deformaciones axial y transversal a radial (fotos M. Ferrer).

Si bien se aSlIme que la fractura de la raca por compresion ocurre al. a1canzarse la resistencia de pica , ex perimental mente se ha comprobado que el proceso de rotura y la generacion de microfisuras comienza para esfu erzos previos al de pica, entre el 50 % y el 95 % de la resistencia a compresion simple, ac (Brady

y Brown , 1985). La rama ascendente de la curva (J- f."x presenta una

parte donde la relac i.oll entre la carga apl icada y la defannacion producida es lineal , y se puede aS llmir que

"

Probetas rotas a compresi6n simple (fotos M. Ferrer) .

__ _ -: Rotura

Pre-pico , .

\ i Comportamiehto

lineal '

Post-pico E=~

'0> , v= - '

'"

o a----o-e Eax E/

" Comparadores a,

Bandas extensometricas

liiil''ff't' Curv f . . as es uerzo-deformaclon. a-cax Y F.iJJI-/;t . obteni-das del ensayo de compresi6n simple.

se cumple la ley de Hooke: E ~ (Jl p. ~ constante EI m?d~l l o de Young, E, es una constante en maleri~Jes elastlcamente lineales, donde las deformaciones SOil

recuperabJes.

U~ gran porcentaje de los materi ales rocosos son relatIvamente elasti cos 0 se compo,·t·ln de f' .' ~ . ' l una ~rma le latlvamallte e lastIca; es dec i.r, cuando son sometidos a una carga y se deforman , a l ser retirada esta carcra desaparece la deformacion. S in embargo, sol a ll1en~e parte .de ellos presenta una elasticidad lineal 0 se aproxuna a este comportamiento; para e l reslo el m6-d.ulo de defonllacion E varfa a 10 largo del en; ayo, no slendo una. constante para el maleri al. Tambien el com?ortamIento de un mi smo tipo de racas varfa en f~lI1c 1 6n de .diferentes factores geologicos y de condi ClOnes amblentales.

A partir de los val ores del esfll erzo y de las deformaClOnes de la probeta en Sll campo elastica, se obtiene~ las constantes elas ticas es taticas de la raca, E - (Jlr."., y v ~ f.,1e"., (Reclladro 3.7) .

Tras alcanzarse la resistencia de pico la roca p d . . ' , lie e segUlr I1l ~ ntel1lendo. carga, y perde l' su resistencia gI'adLI~hnenl~. La porcl6n post-pi co de la curva esfu erzodetormacJ6 n de la. prabeta s610 puede ser registrada si se emplean nui.qu1I1as de ensayo rfgidas 0 servo-contmladas. EI registro de esta porcion permjte conocer ~I comportamiento de la raea tras la raturn, aspecto Importa.nte en el diseiio de excavaciones en racas blandas .

• FACTO RES QUE AFECTAN A LA MEOIDA DE LA COMPRESI6N

UNIAXIAL DE LAS ROCAS

En los resultados de los ensayos de laboratorio influye.Il . ~anto los factores referenles a la naturaleza y condl clon de la raca como a las condiciones del ensayo. COIl respecto a los segllndos los mas i.l11pOItantes son:

~ Forma y volumen de la probeta. ~ Preparaci6n y tall ado de 1a probeta. - Di.reccion de aplicacion de la carga (en racas

con an isotropfa). Velocidad de aplicacion de la carga.

La di stribucion de esfuerzos varfa con la geometr ia de la. ~rabeta .. La Figura 3.55 mueslra los efectos de la reiaclOll 10ngItud/diametro, LI D, en los resuilados de los ensayos. ~a ~~u sa de la variacion se debe principalmel?~e a la fn cclOn entre la probeta y la placa de aplic~cI~n de la carga. La resistencia a compres ion simple dls mll1l~ye al allmentar e l volumen de la probeta. . EI efecto de concavidad que suele aparecer al illi

c ~ ~ de la rama elastica de la curva esfuerzo-deformac!on , puede ser cOllsiderablemente reducido si se conSi glle e l paraleli slllo de las bases de la p robe!a.


Caleulo de las eonstantes elastieas de la roea: modulo de Young. E. y eoeficiente de Poisson. p

EI modulo de Young puede detenninarse de las siguien

tes formas:

Las dos primeras aportan val ores mas represent.ativos, y ademas suelen coincidir los resultados. Para el eJemplo del grafi co d) los valores medidos son:

a)

b)

c)

Modulo media Em. 0 pendie llte de 1a parcion recta

de Ia curva. M6dulo tangente £" 0 pendiente de la curva en un punto detenninado de la misma (general mente a1 50 % de la resistencia de pico). M6dulo secante Es. 0 pendiente de la linea recta que une el origen de la curva con Ia resistencia de

pico.

E = 34 X 10' MPa E, = 34 x lO' MPa '"

E, = 25,5 X 10' MPa

EI valor del coeficiente de Poisson medido para la porcion recta de la curva el - (ffU es: v = 0,40.

Op -- - --- - --- - --- ---- - --- - -- Up -- - --- - --- --- - - ---- ----- -

a)

d)

D.a E~

m Do£

a

b)

- 0,3 - 0,2 -0,1

a = Fuerza axial / Area inicial de la probeta. /IX

e = Deformaci6n axial. aX

8 = Deform aci6n rad ial 0 transversal. ,

Do£

a Et =

£

Deformaci6n, fall

° 0,1 0,2

c)

E = aI EaX

0,3


a

a

La resistencia decrece al aumentar la esbeltez ,.----

D

D Forma

D de la muestra

D £

La resistencia decrece al aumentar el tamano

D Tamano

D £

W!i!fff}1 Variaci6n de la resistencia a com presion simple en funci6n de la forma y tamano de la probeta.

Los efectos relac ionados con la direccion de aplicac ion de la carga en rocas ani sotropas han sido discuti dos anlerionnente en es te Apartaelo. Por (litimo, para Illinimizar la influencia de la velocidad de aplicacion de la carga, la [SRM (1979) recomienda rangos de carga de 0,5 a 1 MPa/s, que corresponden aproximadamente a un tiempo de 5-10 minutos hasta alcanzarse la resistencia de pico (para materi ales resistentes en general ). Una ap licaci6n nipida puede producir roturas violentas y una sobrevaloracion de la res istencia del material.

• REGISTRO DE LA CURVA COMPLETA ESFUERZO-DEFORMACI6N

En un ensayo de compres ion tanto la pro beta como In maquina de ensayo se cle forman al ir aumentando las cargas aplicadas , y ambas van almacenando energfa de deforlllac ion durante el ensayo en una cUHntfu proporcional a su rig idez.

EI que se pueda reg istrar la curva com pi eta esfu erzo-deformaci6n de un mate rial rocoso dcpende de la rigidez re lati va de la probeta y de la Illaquina de ensayo. La rigidez, K, de un l1l..i embro eh'is tico se define como la fu erza necesaria para provocar un des plazamiento unitario, s, en la direccion de ap licacion de la carga P:

K = P/s

que en funci6n del esfu erzo y la defonnacion se puede expresar como:

K = EA /l

siendo E el m6dulo de Young, A el area de aplicacion de la carga P y I la 10llg itud del cllerpo (maqllina 0

pro beta) ell la direccion de ap licacion de la carga. La cantidad de energfa de deforlllaci6n, W, allllHce

nada en un cuerpo e lastica al serl e aplicacla una carga se define (Figura 3.56):

W = 1/2 Ps 6 W = P'/2K

Cuanto Illenor es el valor de la rigidez de la maquina de ensayo, Kill' mayor sera la energ fa e last ica almacenada en la maqllina durante e l proceso de aplicac ion de la carga. S i K", < Kproh~la' al a\canzarse la resistencia de pica de la probeta, la energ fa de deformacion almacenada en la maquina, ~ Will' se libera de forma brusca y la probeta no puede absorber 1a energla liberada. La Illaqllina de ensayo es «blanda» con respecto a la probeta , y se produce la ro tura violenta (Figura 3.56a)) . La pOl·c ion post-pica de la curva no pliede ser correctamente registrada; el ensayo proporcion a las re lac iones tenso-defonn ac ionales hasta la resistencia de pico, pero no aporta informacion de las caracterfsticas de la roca una vez sobrepasada esta.

Par el contrario, si K", > K", la Illaquina es «rfgida» con respecto a la probeta , esta es capaz de absorber paulatinalllente la energfa que libera la rnaquina, ,1 Will < ,1 WI" Y la pOI·c ion post-pica de la curva puede ser correctalllente registrada (Fig ura 3.56b). En este caso, el sistema Illaquina-probeta es es table.

EI reg istro de las curvas post-pico perlllite estudiar e l mecani smo de fractura completo de In roca. La propagacioll de la fractura, una vez alcanzada la res istenc ia de pico, es «es table» cuando debe aportarse energfa a la probeta para que continlle In rotura (Clase I, Fi gura 3.57), e «ines table» cuallelo la energfa debe ser retiraela para prevenir su rotura violenta (Clase Il ). En base a es tos dos tipos de comportamiento, se c lasifi ca la region post-pi co de la curva .

En rocas muy fragi les y homogeneas, incluso CO il

maquinas rfgidas, no es posible registrar la region postpico de la curva de deformacion. En estos casos, se elllplean maquinas servo-controladas, que penni ten programar el range 0 velocidad de aplicacion de alguna de las variables del ensayo, esfuerzo 0 deforlllacion, para que sea es ta la que contrale el proceso de roturn de la roca (Figura 3.58). A 10 largo del ensayo, se va comparanelo instantanea y e lectr6nicalllente la medida ele la vari able seleccionada con los valores program ados, de ta l forma que el siste ma reacciona y una servo-


a) Maquina bland a t>Wp = ABCD ~Wm = ~Wp + AEB

A :§

, x , ro ro

, 2'

, ro () ,

D:

E , ,. B

Maquina

:c Probeta

b) Maquina rigida t>Wp = ABCD t>Wm=t>Wp-ABE

A rn

1 'x ro ro / 2' ro ()

0:

B • t E

Prabeta

:c Maquina

Desplazamiento axial Desplazamiento axial

W"If'fii Curvas de desearga post-pieo en maquina de ensayo blanda (a) y rigida (b) con respeeto a la probeta (modificado de Brady y Brown. 1985).

400 Granito

} Clase I Caliza

Marmol

Granito

} Clase II Basalto

Caliza

300

r0-D-

~ rn 'x 200 ro c '0 'in c

/Clase l

~

100

/ Clase II

o~~~~~ 0,1 0,2 0,3 0,4 0,5

• E axial

Deformaci6n axial (%)

ii4!I!f'fD Comportamiento esfuerzo-deformacion en com presion uniaxial correspondientes a la Clase 1 y Clase 11 .

Ejemplos para seis tipos de racas (Wawersick y Fairhurst. 1970).

valvula va aplicando 0 retirando presion hasta ajustarse la carga a los rangos preestablecidos.

Este sistema permite utitizar la deformaeion como variable de control de l ensayo, obteniendose el registro compl eto de la curva post-pica en cualquier lipo de roca, Brady y Brown (1985) y Hudson y Harri son (2000) describen las bases del sistema de serVO-control y su ap licacion a los ensayos de compresi6n de

las roeas.

170 INGEN IER iA GEOLOGICA

Ensayo de compresion triaxial

Este ensayo representa las condiciones de las roeas in situ sometidas a esfu erzos confinanles, mediante la ap licacion de presion hidraulica unifo rme alrededor de la probeta. Permite determinar la envolvente 0 !fnea de resisteneia del material roeoso ensayado, a partir de la que se obtienen los valores de sus para· metros resistentes cohesion c y friccion 1>. EI ensayo

W'i'fEfi;' ~~quina servo-contro!ada para ensayos de compresion (foto M. Ferrer).

de compresion triaxial es el mas extendido de los ensayos de compresion Illulliaxial en meeanica de rocas. La re laeion entre los esfuerzos aplieados a la pro beta es: 0'1 > 0'2 = a ) i= O.

• PROCED IMIENTO

EI ensayo se realiza sobre pro betas semejantes a las del ensayo uniaxial , que se introducen en cilindros de acero en cuyo interior se apliea la presion hidrauliea sobre las paredes de la probeta. Esta se rodea de una m~mbrana impermeable fl exible para aislarla del Jf-qlllcio a presion. '

AI inic io del ensayo se apJican silllullanealllente la carga axial. y la presion confinante , de ta l forma que se<~n aprox.lmaclarnente iguales los rangos de ambos e.stuerzos. Una vez a1canzaclo el ni vel de presion conflllante deseado, se arliea carga axia l hasta consecruir la rotura de la probetu. La presion confinanle d~be mantenerse eonstanle a 10 largo de todD el ensayo.

Los datos a registrar durante el ex perilllento son la ~arga 0 el esfuerzo axial 0'1' la deforlnacion ax ial , el angulo del plano de frac.:tura y, en Sll easo, el angulo

q~e fo.r~llaL1 los pianos de aruso t.ropfa con respecto ala dlreccJOn de la earga axial. Las deformaciones se miden con bandas extensometricas fijadas directamente sobre la roea.

En la Figura 3.59 se esquemutiza una celula triaxial con los componenles necesarios para la realizacion del ensayo y las bandas extensometrieas adheridas a la probeta para el registro de las deformaciones .

.Cuando. la probeta eomienza a ser cal'gada, se CO I11 -

prime racit almente (a callsa de la presion eonfinante) hasta Ull momenta en que eomjenza a «dilatarse» co-1l1~ resu ltado de la fracturaeio n interna del material (Flguras 3.60 y 3.61). Estu dilatacion, que comienza en la region elastica, continua en la region postpico del en sa yo. La dilataeion decreee con el aumento de la presion eonfinante, pudiendo \legar a ser inex istente en ensayos con allos val orcs de 0'] .

• INTERPRETACION

Los resultados del ensayo de compresion triaxial dependeran fundamenta l mente, adem as de las carae terfstieas de la roea, de la pres ion eonfinante apli eada.

,--1------ Asientos esfericos de acero

!--+-- Celula de acero

--+--+--1--- Probeta de raca

Entrada de aceite

"-+_1--_-1--_ Bandas extensometricas

I f-I-H---l"""''=~+--- Membrana de caucho

WiiiE .... tl Esquema de una ce'luia tr',a ' I (H k B _ ••• __ ._ xla oe y rown, 1980),


• °1-°3 I I I I

T I I

I I I I I I I I I I I I

I, I I • '" I I I I I I I I I I I I I I I I I I I I

I

Dilataci6n I I

't 0

Contracci6n

+

I I I •

;'I Inicio de la dHataci6n lnicio de la fracturaci6n

• '"

Deformacion volum etrica en el ensayo de C0111-

presion triaxial.

El valor de Ia res istencia compresiva para un determinado valor de (J se obtiene di vidiendo 1a fuerza

] . . aplicada por la secci6n de la probeta. La reSlstencm

de pico sera diferente en cada caso, aumentando se.gun 10 hace (J3 ' En la Figura 3.62 se prese~tan las CUl

vas obten idas en ensayos tri ax iaies para dlferentes va

la res de presi6n confinante. La interpretac i6 n de los resultados de este ensayo

se basa en 1a apLicac i6n del cri teria de rotura, de Mohr-Coulomb. A partir de las curvas (J- 8 obteilldas para diferentes val ores de (J3' se pueden d ibujar l,os d rculos de Mohr y la envoi vente de rotura, que PIOpore ion a los va lores de c y cP del material ensayado

(Recuadro 3.8).

• FACTORES QUE AFECTAN A LOS RESULTADOS DEL ENSAYO DE

COM PRESION TRIAXIAL

La presion confinante eontro la los resultados que se obtienell del ensayo triaxial. Su incremento da lugar a

(Figura 3.62) :

Aumento de la res istenc ia de pi co (aunque generalll1ente no es un incremento linea l). Transicion de comportamiento fragit a dllctil en la probeta y en los mecanis mos de deform aci6n. La region correspondienle al pico de la curva se

alarga y suaviza.

172 INGEN IERiA GEOLOGI CA

a)

40 03 = 10,0 MPa

<0 30 "-~ 0 3 = 5,0 MPa

6' I 20 .,

0 3 = 2,0 MPa

10

0 0 ,5 1,0 1,5 2,0 2,5

Deformacion axial (%)

b) -0,6~------------'

c :8 - 0,4 J'l

11 -0,: L-~I-_-:7"'L_--------i 03 = 5,0 MPa

c ·0

.~ c 8

a

0,2 03 = 10,0 MPa

0,4 L_~----':---;-';----;;-;':--~ 1,0 1,5 2,0 2,5 0,5

fax (%)

Resultados del ensayo de compresi6n t riaxial sabre una caliza ooHt iea, can medidas de deformaci6n volumet rica (Elliot, 1982; en Brady y Brown, 1985).

Ducti l

~a3= C

~ 03 = B

Frag il

03 =A

Deformacion axial

U1!,~.!a"fE.IE~'~*~:f1 Curvas esfuerzo-deformacion de ensayos . ~riaxiales L.. en roea para diferentes valores de presion eonfi~

nante crecientes desde 0 hasta O. A partir de un determinado valor de !T3 el eomportamiento de la roea pasa de fragi! a ductil.

EJemplo de calculo de los parametros resistentes c y cp a partir de ensayos triaxiales

A partir de las curvas {}1 -clIx obtenidas en cada ensayo, se toman los va l ores de la res istencia de pico, {}p = {} I' que se emplean para dibujar los correspondientes cfrculos de Mohr en un diagrama (JII- T: . Se dibuja la Hnea tangente a

los circulos, que representa la envo lvente de ro tura de l material ensayado, y sabre esta se leen directamente los va l ores de cohesion y friccion representativos de l material.

aJ!._~_~ __ _______ .

I

,

a b cA

La region de In curva post-pico, hasta alcanzar la res islencia res idual, se red uce y lJega a desaparecer para a ltas pres iones confinantes .

La presi6n de transic ion fragil-ductil para la roca se define como la presio n confi nante a la Cllal ocurre un cambio en los mccani slllos de c1eforlllaci6n fragiles a dllcti les, y se manifiesta por curvas es fu erzo-defofmaci6n horizo ll ta les a partir de la res istenc ia de pico, tfpicas de comporta rnientos ductil es . En la mayorfa de las racas res islenles es ta pres i6n puede considerarse de l orden de (} I > 3,S(J1.

La Figura 3.6 Ib) J11uestra la influenc ia de la pres i6n cOllfinante en la di latac i6n de las prabetas como COIlsecuenc ia de la fractu raci6 n interna: la «cantidacl» de dilatac io n decrece con e l incremento de la pres i6n. En

•

B c

la Figura 3.6 1 a), para la curva {}] = 2 MPa, se ll ega a va l ores l'esiduales de l mate ria l despues de una marCHda resistenc ia de pica; para la curva u] = 5 M_Pa, es ta tendencia esta menos acusada, alcanztl. ndose valores res iduales cercanos a los de pica ; finaimente, para la curva u) = 10 MPa, no existe una res istencia de pica d ifercnc iada, produc iendose Ull cndurecim.iellto al haberse sobrepasado la pres ion de transici6n fragil -ducti l.

La presion intersticial, /./, en caso de rocas permeubles, contrarresta la intl uenc ia de la presio n confi nanle, de ta l form a que In respues ta mccanica de la roca viene cont ro lada por la presi6n efectiva: 0"; = 17] - II. Para un mi slllo va lor de {}3' el incremento de I.l da lugar a la d ismi nuc i6 n de la res is tenc ia de pi co de la roca y a Illode los de comportalllientos mas


., ro 'x ro c '0 .~

c ~

/

u=o u

u=A

r-------______ u=B

u =C - ______ u=D

Deformaci6n axial, fax

Influencia de la presion intersticial a de paras, u. en el campartamiento de la roca para presion confinante 0"3 constante. Presion de paras creciente desde 0 hasta u = 0"3.

frag il es. Es decir, se producen efectos contrarios a los que provoca el aumento de la presi6n confinal1t~. .

El incremento de temperatura en ensayos tnaxlales produce general mente un descenso de la resistencia de pico y de la presi6n de transici6n fragil-d uctil.

La presencia de microfisuras preex istentes en las rocas influye en los resultados obten idos en los ensayos y en el modelo de las curvas esfu erzo-deforma-

ci6n. La presi6n confi nante no intluye sobre In orienta

ci6n del plano de rotura.

Ensayos de resistencia a traccion

• ENSAYO DE TRACC I6N DIRECTA

Consiste en lllediJ' directamente la resistencia a tracci6n uniaxial de un cilindro de roca. Para e ll o se sujeta fi rmel1lente pOl' sus extrem~s la probeta y se aplica una fuerza traccional uniax.i al en la direcci6n de Ja mayor longitud de ]a probeta, hasta conseguir ,su roturH. En los ex lremos del cilindro se pegan medulnte resinas dos eabezales sabre los que se efectu a Ja tracci6n. Tambien se puede tallar la probela can unos ensanchamientos extrem~s que se solidari zun con el sistema de traccio ll.

La relaci6n LID de la probeta debe ser 2,5 a 3, y el diumetro no mellor de 54 mm. Las bases del eilindro deben ser li sas y para lelas, perpendiculares a la di ~ mensi6n max ima. Se deben seguir las mi smas especificac iones en cuanto a preparaci6n y tallado de probeta que para los ensayos de compresi6n. La fuerza

174 INGENIERiA GEOL6GlCA

traccional se ap Jica de forma continua con un range uni fo rme, entre 0,5 y 1,0 MPa/ s, de tal forma que. 1<1 rotura se produzca en L1nos pocos minutos. La reSlSlencia tracc ional (J, se calcula di vidiendo la fuerza apJicada en el momento de la rotura pOI' e l area circ Ll lar de la probeta . Se recomiendan al menos 5 ensayos para la determin aci6n de un valor representati vo de la resistencia traccional (ISRM , 198 1).

Estos ensayos son diffci les de reaJi zar, tan to I?Or el problema de tallar las pro betas de forma especlaJ , como por asegllrar un perfecto pegado de la probeta a los cabezales de tracci6n.

• ENSAYO DE TRACC l6N INDIRECTA 0 BRASILENO

Consiste en medir la resistencia a tracci6n uni axial de una probeta de roea indirectamente, aSllmiendo que In ro tura se produce por tracci6n cuando la roca se somete a un estado de esfuerzos biaxial, con un esfuerzo principal Lraccional y otro compresiv? de magnitucl no superior a 3 veces el eS[l.lerZO tracciOnal.

Se aplica una carga vertical compresiva so?re un disco 0 ci l.ind ro de roca, que se co loca en hOrIzontal entre dos placas a traves de las cllales se transmite la fuerza, hasta conseguir su rotura. Se pueden emplear placas planas 0 esfericas conca vas para transmitir I ,~s cargas, que deberfin ser perfectamente paralelas (FI-

gura 3.64) . . La carga se ap lica con un rango tal que se conslga

la rolll,.a de la roca en lll10S I S-3~ s; la lSRM (l98 1)

p

p

Traccion indirecta at = 2PI.n:DL

Mordazas

Probeta

Resina

Tracci6n directa

W'I'fF'%' Esquema de los ensayas de traccion.

recomienda un rango de 200 N/s. Deben seguirse las mi smas recomendaciones dad as en los apartados previos en cuanto a preparaci6n y tallado de pro betas.

La carga cOll1presiva produce una cOll1pl eja distri bucion de esfuerzos en la probeta. La resisteneia a tracci6n se obti ene mediante la f6rmul a:

(J, = 2Pl nDL donde:

P = carga que produce la rQtura.

D = diametro de la probeta.

L = long itlld de la probeta.

Velocidad de ondas sonicas

El ensayo de velocidad s6nica permite med il' la velocidad de las ondas elasticas longitudinales y trails versales, VII Y V.," al atravesar una probeta de roea seca 0

saturada. La velocidad de las ondas esta relac ionada con las caracterfsticas mecanicas del material, su resistencia y Sll deformabilidad , y a parti r de e lla se calculan los m6dulos de defonnaci6n el{isticos d ilHlmlcos: Ed y vd .

EI ensayo consiste en transmitir ondas longitudinales medi ante compresi6n ultrasoni ca y mediI' el tie lll po que tardan dichas ondas en atravesar la probeta. De igual forma se lransmjten ondas transversales 0 de corte med iante pu lsos s6nicos y se registran los tiempos de \l egada. Las velocidades correspondientes, Vp y v. .. , se ca1culan a parti r de los Li eillpos. EI transmisor o generador de la fuerza cOlllpresiva y de los pulsos se fija sobre un extrema de la probeta, y en el otro se situa el receptor que mide el ti empo que tardan las ondas en atravesar la longilud de la muestra de roca. EI receptor puede tambien eolocarse en un lateral de la probelH, variando as f la di stancia a recorrer por las ondas. Las probetas pueden ser eilindros 0 bloques rectangulares, recoillendandose que Sll minima d.i ~

mensi6n sea al menos de 10 veces la 10llgitud de onda (lSRM, 198 1).

La ve locidad de las ondas de eorte V,I' es aproximadamente dos te rcios de la ve locidad ~, de las ondas longi tudinal es. Los m6dulos elasticos dinamicos del mac izo, Ed Y v"' se obtienen a part ir de las formu las:

- 21')( I + I'd)

( I - v,) Ed = 2pV;( 1 + v,,)

\I = (V,./V,)' - 2

d 2[(Vj V,l' - IJ

donde p es la densidacl del materi al rocoso (kg/m3) y V,J Y V, SO il las velocidades de las olldas longitudinales y de cizalla (m/s) :

W!i!f"4j Aparato para el ensaya de velacidad s6nica (foto L. G. de Vallejo).

[E I - V J'/2

VI' = ;1 (I + vd)(l ~ 2 v,,)

[E I J'(2

V, = ;1 2(1 + "d)

-...l!.. = 2 II V [ ( I - V) J'(2 V, ( I - 2vd )

El valor del m6dulo de deformaci6n dinami co Ed es mayor que el c1 eterminado a partir de ensayos de compresion ulliax ial, ya que la rapida nplicacion de esfllerzos de baja magnitud hace que la roca tenga Ull comportamiento puramellte elastico.

EI valor de VI!' ademas de correlacionarse linealmente con In deformabilidad de la roca, es indi cativo de su calidad , como se describe en el Apartado 3.2, al estar relacionado con propiedades como In porosidad y la resistencia a compresi6n simple (Fi gura 3.66). EI coe fi ciente de Poisson no presenta una relaci6n defi nida con VI"

Limit aciones de los ensayos de laboratorio

Los ensayos de laboratorio son necesarios para determinar las propiedades de las roeas, cOllstituyendo lIno de los aspectos mas importalltes de la mecanica de rocas. EI tipo y numero de ensayos a reali zar depende, principalmente, de la finalidad de las in ves tigaciones y del tipo de proyecto; el tamaiio, numero y Jugal' de procedencia de las l1l11es tras a ensayar depende del problema de ingenierfa geologica a resolver y de los cO J1(ii c ionamientos econoillicos.

Los ensayos de laboratorio no proporcionan las propieclades de los macizos rocosos, aunque aportan val ores que a veces pueden ser extrapolados 0 corre-

J MECAN1CA DE ROCAS 175

ro "-e-m 0. E . ~ c '0 .~

~ 0-E 0 u

'" '" ." c

* .~

m

'"

350

• 300

• 250 • • • • • • 200 • • •

• • 150 • • •• • • • • • • 100 • • • ••

• 50 • • • • • • •

0 I

1.000 2.500 4.000 5.500

Velocidad de and as P (m/s)

Relaciones ent re la velocidad de las ondas sonicas y la resistencia a compresi6n simple (modificado de Johnson y De Graff. 1988).

iac ionados con las propiedades fundamentaies de los misl11os. Su ventaja es que son mas asequibles que los en say os de campo, y puede real izarse lIll gran Ilumero de elias en condic iones vari ables . Sin embargo, los ensayos de laboratorio y los reslllta~os qu~ a, par~ir de elias se obtienen presenlan lIna sene de hmitaclOnes a In hora de eX lrapo!ar los datos a escala de macizo roeaso, relacionadas con los siguientes aspectos:

Representatividad. Las l11uestras que se ensayan corresponclen a puntas ai slados del m aC I

zo I"oeoso, no siendo represe nLativas de todo e l

Discontinuidades

lnfluencia en el comport amiento del macizo rocoso

Las superfi c ies 0 pianos de discontilluidad de los l11 ac izos rocosos condic ionan de LIll a forma def initi va sus propiedades y comporta ll1i ent~ r~s i sten~e, d.eformacional e hidraulico. Las discontmuldades Ill1pnmen lin


ambito de es tudio Ili de la variabilidad de fac to~ res presentes en 13 naturaleza y que c?ndicionan los comportamientos de los matenales, de ahf la imporlancia de realizar un nlm1ero de ensayos estadfsticamente representat ivo .

POl' otro lado, las condiciones ambientales en que se enc llentran las rocas en el CUl~~? (pr~sia n confinante, temperatura, composlc lon qUImica del agua interstici al, etc.) son diffc iles de

reproduc ir en laboratorio . Escala. Se ensayan pequenas pOl-ciones de material, a partir de las cuales se pretende la c~H'acteri zacion y la predicc i6n de l comportUl11lento de ambi los mas amplios. La dife rencia con las escnlas y comporlamientos reales haee necesari a la utilizaeio n de fae lores de conversi6n 0 correcciones para extrapolar los resullados a esca

la de macizo rocoso. Velocidad. Los procesos de deform aci6 n Y rotura se reproducen en laboratorio genera l mente en unos pocos minutos, mientras que en la naturaleza es tos procesos pueden ser e l resultado de condic iones y acciones a 10 largo de pe riodos

muy dilatados de tiempo.

Si a estos aspectos se anade la in fiu enc ia de otra serie de factores relac ionados con la ejecllcion de los ensayos, como el tipo y carac terfsticas de la n1(lqllina utilizada, In preparacion de las probetas , etc. se entenderan las limitac iones y dificllitades asociadas a la caracterizacion de las propiedades de los mac izos rocosos a partir de en say os de laborato rio.

Las mismas limitac iones, allnque en menor grado, presentall los ensayos ill situ: los resultados s~lo son apl icables a la zona afectada par e l ens.ayo. Sm embargo su mayor ventaja es que se reah zan sobre el

propio macizo rocoso.

caracter discontinuo Y an isotropo a los m3cizos, haciendol os mas deformables Y debiles, 10 que supone ulla gran d ificultad para evaluar e l comportamie l~to mecanko de los mis l11 0s frente a las obras de 1ngenie rfa. Las discontinuidades representan pi anos preferentes de alterac io n, meteorizaci6 n y fractura, y pel.·miten el fluj o de agua (Figura 3.67) . Su reconOCImiento, descripc io n y caracteri zacio n es fundam ental

Sistemas de diaclasas en rocas argWt icas. Cimentacion de la presa de Brenig Dam. al suroeste de Inglaterra (foto L. G. de Vallejo) .

para e l estudi o del cOl11portamiento mecanico e hidrogeol6gico del macizo rocoso. La es tabil idad de las excavac iones y de las c il11entac iones en roca, par ej cmplo, depende de la ori entac i6 n y de In res istenc in de las di scontinllidades . Las F iguras 3.3 y 3.68 presentan diferentes ej cmpl os de la influenc ia de las disconti Il uidades en las obras de ingenierfa .

La orientacion re lativa de las di scontinu idades con respecto a una i.nstalacio n u obra de ingcnie rfa (excavacion, c imentaci6 n, etc.) puede suponer que el terreno sea 0 no es table, como se re fl eja en la Fi gura 3.68. En e l caso de excavac iones en superfi cie, para una m is l11 a confi gurac i6n del macizo rocoso, la es tabi lidad del tal lid depende de su orientac i6 n con respeclo a las di scontinuidades; en lIna presa de b6veda, la presenc ia de d iscontinuidades para lei as a la direccio n de la resu ltante de las fuerzas que Iransmiten la presa y el agua puede dar lugar a problemas de es tabilidad ; en el caso de un tune l, las discontinuidades con direcci6 n paralela a Sli eje y CO il buzamientos e levados SO il ig llall11ente desfavorables. La importancia de la orientaci6n aUlllenta si se dan otras carac terfs ti cas, como un numero im portante de juntas, espac iados pequcnos, bajos angul os de rozami ento, etc .

La presencia de di versas famili as de discontinuidades COil diferente ori cntac i6 n defin e e l grado de fractu raci6n del mac izo rocoso, In fo rma y el tamano de los bloques de matri z rocosa .

La resistencia :11 corte de Ins discontinuidades es e l aspecto mas ill1portantc en la dete rminac io n de la resistencia de los macizos rocosos duros fracturados, y para S ll estimac i6 n es necesari o describir las caracterfst icas ffsicas y geometricas de los pianos, ya que no siempre es posible determinarla adecuadalllente en ensayos de laboratorio 0 de campo.

Las discon tinuidades se presentan ugrupadas en fami lias que sc caracteri zan pOI' sus va lores medios representativos de orientac i6n y carac terfsticas ffs icas y

Presa

WiiifF'rl:' Infl uencia de la orientacion de las discont inuidades con respecto a las obras de ingenieria.

res istentes . Las discontinuidades de ulla mi sm<l fami li a 50n para le las 0 subparale las entre sf (Figura 3.69), E n ocasiones, aparecen macrodi scontinuidacles 0 discontinuidadcs singulares que atraviesan todo e l muciZO, por enc ima de las di fe rentes familias, e llyo es tucl io debe ser abordado de forma i.ndi vidual.

W"'fE'¥' Pianos de estratificacion inclinados en flysch cantabrico (foto L. G. de Vallejo).


Tipos de discontinuidades

EI terminG cliscontinuidad hace re ferencia a cualquier plano de separacio n en el macizo rocoso, pudiendo tener origen sedimentario, como las superfic ies de estratificac ion 0 laminacion, diagenetico 0 tect6n.i co, como las diac1asas 0 las faUas. En e l Cuadro 3 ..1 7 se han agrupado los cliferentes tipos de di scontinuidacies en sistematicas, cuando aparecen en fam ilias, y singulares, cuando apmece un (mico plano que atraviesa el macizo rocoso ; estos ultimos s lielen ser mas conti nuos y persistentes que las ciiscontinuidades sistemati cas, pudiendo \Iegar, en e l caso de las fa ll as, a dimensiones de varios ki l6metros. Mientras que las famjli as quedan caracte ri zadas par la orientac i6n estad istica referida a una or ientaci6n media y por sus caracteristicas generales, las di scontinuidades singlliares reqllieren una descripc i6n Y un tratamienlo indi vidllalizado. Pueden \legar a controlar el comportam.iento mecanico del macizo par encima de la influenc ia de

las discontinuidades sistematicas. Las diaclasas 0 juntas son los pIanos de di5conti

Iluidad m<.1.5 frecuentes en los macizos rocosos, Y corresponden a superficies de fracturac ion 0 rotura de la roca a favor de las c llales no ha habido desplazallliento a ha side lllUY pequeno. Afectan a cualquie r tipo de roca. Atendiendo a su origen se distinguen varios

tipos:

Diaclasas de odgen tect6nico asoc iadas a plegamientos y a fallas. En e l pri mer casO presentan una di sposici6n caracteristica (F igura 3.70). Las diaclasas asociadas a Fall as se di sponen paraielalllente a la superficie de fa lla y can una frecuenc ia que d islllinu ye al aumentar la distan

cia a la lllisma. Diac1asas en rocas fgneas farmadas por contracci6n durante 0 despues de l emplazallliento de l clle rpo igneo. Presentan una disposici6n caracteristica en lres familias ortogonales entre sf.

Tipos de discontinuldades

U 11 ejelllplo de juntas de contracci6 n par enfr iallliento corresponde a las que se forman en las lavas basallicas, dan do lugar a la disyunc i6 n

columnar (F igura 3.7 1). Diaclasas de re lajaci6 n debidas a una reducci6n de In carga litostatica. Se di sponen subparalelamente a la superficie topografica Y su frecuencia clisminuye en profunciidad (Figura 3. 16).

Los pianos de estratificacion son las superfic ies que l.im..itan los es traloS en las racas sedimentarias (Figllra 3.72) . Se trata de di scontinuidades sistemalicas con una continuidad elevacia, y cuyo espaciado osc ila general mente entre unos pocos centlme tros y varios

metros. Las superficies de laminacion son discontinuicia-

des sistematicas que aparecen en las rocaS sedimentari as, correspondienclo a los pIanos que limitan las laminas a los ni veles megasc6picos mas pequenos de

t = juntas de tensi6n en la charnela del pliegue s = juntas en direcci6n d = juntas en buzamiento 0= juntas oblicuas

Familias de diaclasas asociadas a pliegues (Blyth Y

de Freitas, 1984),

Discontinuidades Sislcmaticas Singulares

_ Pianos de estratificaci6n. - Fallas.

Planares _ Planas de laminaci6n. - Diques.

_ Diuclasas 0 juntas. _ Discordanc ias.

_ Planos de esqlli stosidad.

_ Intersecc i6n de discontill11idades _ Ejes de plieglles.

Lineales planares. _ Lineaciones.

178 INGEN IERi A GEOL6GICA

miiiE'''' Oisy .. I . unClon co umnar en basa[tos con juntas ver-t lc.a les. Los 6rganos. La Gomera (foto L G de V lIeJo), " a-

er [Cles e estratlficacion horizontales d W!!I'6fftJ Sup fi' d ' co t" 'd e gran

n InUI .~d en un m acizo rocoso ca lizo (cortesia de ProspecClon y Geotecnia).

una sec llenc ia seciimentaria (Piaura 373) E t ) .f '.' 0 £ • • ~ s as su-I ~I ICl ~S adquleren mayor importancia en las rocas de gl 31~O tlno, y se carac teri zan par un espaciado Il ll ' dllc,do d 'ct "" "Y ' o-

J e 0 1 en lllilimelnco 0 centil11e lrico , L.oS pianos de esquistosidad, de orio-en ~ect6 nico .lpal ecen en raca I - . 0 , im ." . ( s ~,ue HI,n sutndo L1na deformacio n

d. pOi ~an le , dl sponlendose perpendiclli armente a I" Irecc lO l ' ( ( d' , . 1 ~O l11 preS I ~a del max imo acortamie llto. Estas Iscontllluidades slstem{lt icas se desa[','o ll a ' Cll ' ( ( n meJor al1,~~ mas I~eq ueno es el grano de la roca, presentaJ1

una lecuenc l'l 'llta . d (F

' "y espacta os de orden milimetrico 'glint 3,74),

SjnLa~ ~uperficies de. ,contacto Iitol6gico son planas gu al.es de separaclo n entre di ferenles li toloo-ias (Ie

un mac lzo roc E I 0 £

'

,,'as t,'e ~ 050. n e caso de las racas sedimenta-( nen meno ' . 't" . , .' I Slglll tCaClOn con respecto '11 com-

pOI tatllJ ento de l ' . ( maclzo en su cOIl.Junto , il1cluyendose

W'i'fiU. Superficies de Jaminacion Prospeccion y Geotecnia).

en yesos (cortesia de

Wliif'@' Pianos de esquistosidad en relacion con pliegues. La.s flechas marcan [a direccion del m aximo acortamlento (Price. 1981; en Blyth and De Freitas. 1984).

en l ~s sup,erfic ies .de estratificaci 6n. S in embargo en las loeas Igneas tlenen gran importanc ia sabre todo en e l

3caso de los diques y de las rocas fil~nianas (Fi-

gura .75). .

.. Las fallas SOIl di scontinuidades singulares que coIl espoll.den a pianos de retura a fracturacio l1 con desp l azaml en.t~ re lati vo entre los bloq ues (Figura 3 76) La extens IOn de las fall as puede va ri ar entre a l g~lI1 o~


Dique de cuarzo atravesando un macizo rocoso

(foto R. Capote).

metros y centenares de kilometros. Pueden lIevar a.'.;ociadas zonas de debilidad clenominaelas «zonas de faL1a» 0 brechas, en las que en ocasiones no se puede distinguir un plano neto de rotura.

Caracteristicas de las discontinuidades

En la descripcion de las diferentes familins de discontinuidades en un macizo roeoso se incluyen las siguientes caraclerfsticHS Y para metros geometricos: orientacion , espaciado, conlinuidad 0 persistencia, rugosiuacl , aberlura, relleno, filtraciones y resislencia de las paredes. Algunos de ellos, como la rugosiciad, abertura, relleno y resislencia de las paredes. delermi nan el comportamiento mecani co y la resistencia de los planas de di scontinuidad.

La descripcion Y medida de estos panlmetros se realiza en campo. En el Capitulo 4 se describe la sistematica y procedimientos para Ia toma de los datos de campo, can ejemplos, clasificac iones Y cuadros para la valoracion de los cii[erentes faclores, completando 10 que se describe a continuacion.

La orientaci6n de una di scontinuidad en el espacio queda definida por su buzami enlO Y por su direcci6n

180 INGEN IER iA GEOL6G ICA

a)

b)

Tipos de fallas: a) Falla normal en materiales del Muschelhalk. Cordillera Iberica (foto R. Capote). b) Falla inversa en lutitas carboniferas. Penarroya, Cordoba (foto L. G. Vallejo).

de buzamiento. La detenninacion de la orientacion media de caela familia se es tablece a partir de valores estadfs ticos representati vos. La representaci6n gnlfica de las discontilll1idades a de su orientacion permi te una visi6n general de la geometrfa de los conjl1n toS rocosos. Los bloques diagramf.l represelltan tridimellsionalmente In di stribuci6n de los planas, y se puede v;sual izar de una forma sencill a la orientaci6n de la

W!"ffW Representaci6n de las familias de discontinuidades mediante un bloque diagrama (ISRM. 1981).

fracturaci6n con respecto a una obra 0 estructura (Figura 3.77).

La orientaci6n generalmente no puede determinarse ~n sondeos, siendo necesarias tecn.icas especiales, uti hzadas de forma muy ocasional.

EI espaciado es la distallcia media perpendicular entre los pianos de discontinuidad de lIna misma familia. Infl uye en el comportamiento global de macizo meoso y define el tamano de los bloques de matriz rocosa que forman las dife rentes fami lias. Si los espaciad~s son pequenos, la resistencia del macizo rocoso di smll111ye de forma considerable, pudiendo en casos extremos presentar un comportamiento as imilable al de materiales granulares sin cohesi6n.

EI .espaciado entre disconti nuidades juega un papel muy Il1lpartante en la permeabilidad del macizo rocoso. En general, la conductividad hidraulica referida a una detern:inada :'amilia es inversamente proporcional a. su espacmdo, slempre que la abertura de las discontll1uidades indi viduales sea comparable.

L~ c?ntinuidad es la extension del plano de discOlltlllludad. Define en gran parte si la matriz rocosa va a estar in volucrada 0 no en los procesos de ro ill ra ~e l macizo r.ocoso, y en cjue grado condiciona los paI ametros reSlstentes globales del mismo.

La cOlltilluidad se puede represelllar mediante esquemas 0 diagramas CO IllO los que aparecen en la Figllra 4.9 del Capitulo 4.

.La rugosidad de un plano de discontinuidad deter-1~11na .S ll resistencia al cort~ (Figura 3.78). A mayor ~ u gos lda~ mayor es la reslstellcia. La presencia de IITegulandades dificllita el mov imiento durante los procesos de desplazamiento tangencial par corte a faVor de las discontinuidades.

La ondu laci6n y las rugosidades en los pianos plleden. control ar .Ias posibles direcciones de despla~amlen~o, y ~eflllen la resistencia al corte para las distllltas d~recciO~1es: ~a resistencia pllede ser !TIuy variable segul1 la dU'eccl6n de mov imiento coincida con la de las rugosidades 0 sea transversal a ella.

La abel'tul'a es la distancia perpendicular que separa las paredes de la discontinuidad cuando no ex iste r~l1eno. Este pan'imetro puede sufrir gran variaci6n en dlferel~t~s zonas del macizo rocoso: mientras que en superflcle la abertura puede ser elevada, al au men tar la profund.idad esta se reduce, pudiendo lJegal' a cen arse. La L11f1uencia de la abertura en la resistencia al corte es importante incluso en di scontinuidades !TIUY c~rradas, al l110dificar las tensiones efectivas que actuan sobre las paredes.

En ocasiones las discontinuidades aparecen con reIleno de materiales blandos arcillosos 0 can material roco~o de naluraleza distillta a la de las paredes, Las propledades ffsicas y mecanicas del relleno como la resistencia al corte, deformabilidad y penn~ab ilj dad , pl~eden sel' muy variables, y controlan el comportaImento de la di scontinuidad; en el caso de materiales b.lando~ 0 alterados, la resistencia puede sufrir variaClones lmportantes a carta plazo si yarra el contenido en humedad del re lJeno 0 si tiene Jugal' desplazamiento a 10 largo de las juntas,

Las caracterfst icas principales del reUeno son Sll

naturaleza, espesor, resistencia al corte y penneabilidad.

Tanto si existe relleno como si no, las discontinui dades son el camino preferente para las filtraciones del agua en el macizo rocoso (penneabilidad secundaria). EI agua rebaja la resistencia al corte al disminuir las tensiones efectivas actuantes sobre los pianos de discont inuidad .

Par (I1til110, la resistencia a compresion simple de la pared de lIna di seontinuidad, que depende del tipo de l11atn z rocosa, de la existencia 0 no de reLl eno y del, grad~ de alteraci6n de las paredes, influye en la resls.tens,Ja. al. corte y en la defarmabilidad del plano de dl scontlllludad, sabre todo si no presell tan reUeno. . Esta resistencia suele ser menor que la de la roca Intacta por la alteraci6n superfi cial.

Resistencial al corte de los pianos de discontinuidad

EI estudio del comportamiento mecani co de las discontinuidades se basa en las relaciones entre los esfu erzos de corte apl icados y los desplazamientos tangeneiales produeidos. Esta relaei6n (JII' es la rigidcz de la dlscontinuidad, y tiene lIl1idades de esfuerzo/


a)

b)

a) Discontinuidad plana lisa de gran continuidad. b) Discontinuidades onduladas rugosas correspondientes a superficies de estratificacion (cortesla de Prospeccion Y Geotecnia).

longitlld . Las cm'vas representativas del comportamiento de las disconlinuidades son muy parecidas a las de la matri z rocosa, can la particul aridad de que aquellas siempre rompen a favor del plano preexisten

te (Figura 3.79). La resistencia de los pianos de discontinuidad viene

dada por el criterio de rotura de Mohr-Coulomb, Y se detennina en el ensayo de resistencia al corte en laboratorio. Los ensayos triaxiales tambien proporcionan los valores de 1a resistencia al corte si es tos se reali zan en probetas talladas de ta l forma que 111 rotum se produzca a favor del plano de di scontinuidad , esto es,

182 lNGEN IERiA GEOLOG ICA

con angulos de 25° a 40" entre el plano y la direccion del esfuerzo compresivo vertical. La resistencia puede tambien estimarse con el ensayo de corte direclo itl sitl/ (deserito en el Apm-tado 6.5 del Capitulo 6).

La resistencia al corte de las discontinuidades depende fundamental mente de la f ricci6n de los planas y, en menor cuantia, de la cohesi6n. La rugosidad a irregularidad de las paredes de la di scontinuidad es uno de los factores que mas influye en la resistencia fri ccional , sobre todo en di scontinuidades sometidas a

bajos esfuerzos normales. La resistcncia al cor te de pico, "t

", de discontinui

dades planas viene dada por ia expresi6n de Mohr

Coulomb (Figura 3.79):

"tp = c + a;, tag cjJ"

donde a:, es el esfu erzo efectivo normal sobre el plano de d iscontinllidad, c es la cohesion y 4>p es su ('ingulo de fricci 6n de pico. De los factores citados en los parrafos anteri ores que control an la resistencia al corte de las discontinuidades (esfuerzo normal, rugosidad, resistencia y defonnab ilidad de las paredes, lipo, espesoI' y propi edades del rellena, area de contacto entre las paredes rocosas, etc.), la expresi6n anter ior contempla (lJlicamente el esfuerza normal y las propiedades resistentes del plano de debilidad, por 10 que, a pesar de Sll aplicabilidad y uso extend ida, no

deja de ser una simplificacion. Patton ( 1966) propuso un modelo de rottlra bili neal

basado en la intluencia de las rugosidades 0 irregularidades que generalmente presentan las di scontinui dades. La i.rregul aridad de una superficie de discontinuidad puede ser definida pOI' un angulo de rugosidad i , que se suma al angulo basico de f ricci6n cjJ" para obtener el valor total de cjJJI de la superfici e:

<P" = <p,,+ i

EI angll io i es el que forma la irregularidad con respecto al plano de discontinuidad, Y tiene una gran intluencia en el cOl11portamiento geomecanico de las discontinuidades; de hecho, la descri pcion Y medida de la rugosidad tiene como principal fin alidad In est imaci6n de 1£1 resistencia al corte de los pianos. El valor de CPt) suele estar comprendido en el rango de 30° a 700; el angulo qJ/J suele oscilar entre 20" Y 40" Y el angulo i puede variar entre 0° y 40°.

Seg(1I1 la Figura 3.80, si la discontinuidad no tiene

cohesion:

"t':: = t cos i - a" sen i

a,';' = O'llcos i + Tsen i

de donde:

,/0"" = lag (<p + i)

" ~ 8 • '0 C '0 .;;; c ~

r

'\

It

Resistencia al corte pico

..-----Discontinuidad cementada

Resistencia residual

Discontinuidad no cementada

• Desplazamiento tangencia l, II

a)

" oi

'" 0 u

• '0 c '0 .;;; c ~

cD

~ '0°

.~Q" 0'

~~" . ~

«--0r::," r = c + an tg ¢p

'ou'3\ \ <p, . ~eS~

0''' <?-.e.;,\s\e\\

r= Ontg¢r

• Tension normal , an

b)

a) Curvas tipicas tension tangencial r-desplazam' t t· . b) Resistencia al corte te6rica de una discontinuil~~d °pl:~~~n c lal/l para dlscontinuidades planas.

r

W"lff':!" lnfluenc' d I ' J la e angu 0 de rugosidad en Ja resistencia al corte de la discorrtinuidad.

Si. se. ejerce un esfuerzo tangenciai sobre una disc~ntll1L~ldad somelida a Qajos esfuerzos normaies, al ptOduc lrse el desplazamiento a favor del plano tiene lugar L1na dila!ancia (apertl1ra 0 separaci6n) de las ~aredes .de la d lscontinl1iciaci , al tenerse que superar el angulo :. p~ l~a q~e I~aya desplazamiento; opera enlQll ees la fll eel? n etee tl va <p" + i (Figura 3.8 1), y el valor de 7;" vendra dado pOl' (consiclerando c = 0):

'I' = 0";, tag (<Pb + i)

AI progresar el desplazamiento langencial se pl1eden romper los bordes mas angulosos, «s llavi~andose»

las rugosidades, y las dos superficies se ponen en con-tacto, prevaleciendo entollces el valor de ,h S' . • . (<PI>' I se In-CI ementa el esfuerzo all sobre el plano, se £1lcanz£1 un ~a l or l~ara el que se impide la dilatancia, y las irregulaI ld~d~s debell ser rotas para que haya desplazamiento, apJOXlmal~dose entonces la pendiente de la recta "t-a £1 1

valor del angulo de resistencia residual cjJ,.. Para ten ~'i ones nonnales elevadas:

EI punta de intJexi6n del criterio bilineal de Patton corresponde a lin determinado valor de a ".


....--Oilatancia -.-i:' ~!----Corte

I ~ Desplazamiento tangencial, }I

a)

a

///'.; ~' ! if>,

~: T == C + all t9 ¢r

Tension normal. an

b)

a} Curvas tipicas tension de corte t .• despl.az~miento tangencial/! para discontinuidades rugosas. b) Criteria de rotura bilineal para dlscontmUldades rugosas.

A partir del criterio de Patton, diversos nutores han desarrallado criterios empfricos para rotura a favor de pianos de discontinuidad rugosos, en func i6n de los esfuerzos normal y tangenc ial actuantes sabre e l pi ano de di scontinuidad. Entre ellos merecen destacarse los de Barton y Chou bey (1977) y Ladanyi y Archambault (Figura 3.82), de los c llales e l primero es e l mas

extend ido. La Figura 3.83 representa los resultados de e.ns.ayos

de corte en disconlinuidades rugosas para dlSt111toS val ores de (JII . Para la curva superior del grafico a) , con (JII = 0, se daret dilatancia y la res istencia al corte

Criteria de Patton -.. r = 0, Ig (if> + i)

1 , Criteria de Ladanyl y Archambault

Resistencia residual r==ontgrpr

Tension normal efectiva, all

Representacion del criteria lineal de Patton y del criteria no lineal de Ladanyi y Archambault para estimar la resistencia de planas de discontinuidad rugosos en funcion de las tensiones normales ac

tuantes.

184 INGEN IER iA GEO LOGICA

a) ro 'u c J'l ro mo

~ i " w 2 E 0 I-- ¥ ----- ~-------::;--I' m all==C

:;j -Ci .. __ ._ - _ .. - .. - .. . - .. _- _. - ... - - .. 6

~ - 0n= 0

b)

o

0n= 0

No dilatancia (0, 3, 6) --::. - - - - a;l:: C

No dilatancia (0, 1, 2)

Desplazamiento tangencial, II

Curvas correspondientes a ensayas de resis~encia al corte para diferentes valores de (J n' creClen~es desde a hasta D: a) Desplazamienta tangenclal· desplazamiento normal. b) tension de corte-des· plazamiento tangencial (Goodman, 1989).

sent pn"icticamente cera a l no ex ist ir fri ccion efec ti va (gratico b). Si al1menta el valor de (JII las curvas correspondientes 1l1ues tran una dis rninucion de la dilatanc ia 0 apertura, y un aUJ11 ento de la resistencia a l corte.

Lo anteriormente ex puesto es va lido cuando la direccion de desplazamiento por corte es perpendicular a la de las i..rregu laridades de las paredes de la junta. Si es para le la la rugosidad no tendra efecto sobre la res istencia del plano (Figura 3 .84).

Criterio de Barton y Chou bey

Se trata de un criterio empirico, deducido a partir del ana lisis de l comportal1l iento de las cLi scontinuidades en ensayos de labora toria , que permite es till1ar la resislenc ia al corte en discontinllidacles rllgosas. Se expresa de la siglliente forma:

en donde:

'[ Y (J;, son los esfue rzos langellc ial y normal e rect ivo sabre el p.lano de d iscon tinuidad. ¢,. es e l angli lo de razamiento residual. JRC es e l coei"iciellte de rugosidad de la discOllti nuidad Ciaint roughness coe.fJ;ciellt). JCS es la resistencia a la com presion de las paredes de la di sconti nu idad (ioin! wal! COIIIIJl"e.\·· sian strellgth).

Segu n la expresi6n ante rior la resistencia de la cliscontinl1idad de pen de de tres componentes: una componente fri cciollal, ¢,., una cOl1lponente geo l11 etrica dada por e l parametro IRC, y una componente de «asperi dad» contralada par la re lac i6 n JCS/ (J;,. Esta «asperi dad» y la cO l1l ponente geometrica rcpresentan la rllgos idad i. Su va lor es nulo para esfuerzos normales altos, cuando JCS/(J" = 1. Los val ores 111<:1S representativos sllelen es tar entre 3 y 100. La res istencia fri cc iona l tota l viene dada par (¢,. + i) , Y par 10 general no es superior a 50". A mayor valor de (J" menor va lor de la resistencia fri ccional total.

Con la re lac i6n de Barton y C hou bey se obt ienen angu los de rozamiento muy altos para tensiones de compresi6n 1l1uy bajas sobre In discon tinuidad. Par e llo no debe usarse para tensiones (J" ta les que JCS/ (J" > 50, debiendo tomarse en estos casos un ,tngulo de rozamiento constante independiente de la carga, Call un valor ¢" igual a:

<P" == <P, + 1,7 JRC

2,8

2,4

2,0 Z ~

~ 1,6 c w ~ c ro -; 1,2 ~ • o ~

0,8

0,4 0,8 1,2 1,6 2,0 2,4

Carga normal (kN)

Direccion de corte A

Direccion de corte B

Influencia de la rugosidad en la resistencia de las discontinuidades segun Ja direccion de corte (Brown et a/" 1977; en Brady y Brown, 1985).

• ESTlMACI6N DEL ANGULO DE ROZAMIENTO RESIDUAL, (Pr

En gene ral la pared de la junta esta alterada y por 10 tanto e l i:l ngulo de rozamien to residual sera inferior al ,'ingulo de la raca sana ¢". Para su eva illac ion se apliea la formula:

r <P" == (<P" - 20") + 20 Ii

donde R es e l valor de l rebate de l esclero l1letro 0

marti ll o Schmidt, descr ito en e l Apa rtado 6.5 de l Ca· pftulo 6, sobre una sliper fi c ie de Illaterial sano y seco; res e l va lo r de l rebate de l ese lerometra sabre la superfic ie de la pared de la junta en estado natura l, humeclo 0 seeo; (Ph es e l angulo de res istenc ia basico de la roca, y se obti ene de tablas bibli ogrMicas (C uadra 3. 13) ,

Si las paredes de la discontinuidad estan san as, ¢,. = ¢". Los valores tfpi cos de ¢h en discontinuidades planas sin me teori zar son del orden de 2SO a 37° para racas sed imenta rias, de 29" a 38" en racas fgneas y de 21" a 30° en rocas metamorficas.


• RESISTENCIA DE LA PARED DE LA JUNTA. JCS

1

Si las paredes de la junta no es tan alteradas 0 mete~l~izadas se toma e l valor de la resistencia a con~preslOn simple de la matriz rocosa, (J(,. Si la pared esta alterada como ocurre habituaimente, el valor de JCS puede ob'tenerse a partir de los resultados del esc l e~'?metro sobre la pared de la junta, mediante la expres lOn:

log IU JCS ~ 0,00088 Y""" I" + 1,0 I

(JCS en MN/m'; 1'"", en kN/m3

)

• COEFICIENTE DE RUGOSIDAD DE LA JUNTA, JRC

EI coefic iente IRC depende de la rugosidad de las paredes de la discontinuidad, Y varia entre I y 20. Se

puede obtener a partir de:

I

Perfi les de rugosidad estandar a los que cOl·.responden unos ciertos valores de JRC (~I gura 3.85) . La rugosidad de las paredes de la Junta

I 0-2

I 2 - 4 2 I-

3 I-

4 l-

5 I

6 r

7 r

8 L

9 f~

, 10 ,

0 I

-I 4 - 6

-I 6 - 8

I 8 - 10

---- I 10 - 12

I 12 - 14 -----14 - 16

---- -~ 16 - 18

.., 18 - 20

5 10 I I em

Perfiles tipo para estimar el coeficiente de rugosi

dad JRC (Barton y Choubey. 1977).

186 INGENI ER iA GEOL6GICA

se debe clasificar previamente atendiendo tan~o a la macro escala como a la micro escala (segun los perfiles de rugosidad de la Figura 4.1 I de l

Capitulo 4). . Ensayo conocido como rill test (descnto en e l Apartado 6.5 del Capitu lo 6). Para ella se pueden emplear bien fragmentos de roca 0 bien testio-os de sondeos. Se determina el angulo rJ.. a p~rtir del cual se inicia el movimiento de uno de los fragmentos de mca con respecto a los OU'OS, y se ap lica la ex presion:

a - <p,.

lRC ~ (JCS) log -

(JII ~ns;'yo

• EFECTO DE LA ESCALA

Los parametros IRC Y lCS depend en de l a escala que se considere, como se representa en la Flgu,ra 3.86, e l pril1lero es funci6n de la magnitud y al1lpiJtlld de Ia: ondulaciones 0 irreglliariciades, Al aumentar .Ia escald e l valor de i es menor (al infillir las ondll iaclOnes del plano ademas de las I'l1gosidades ayequ~fia.escala) , ,y Sl se permite Ia dilatancia de la dlscontmuldad (pat ~ bajos esfuerzos norm ales).' el val?r de c/>I' decr~ce; Sl no tiene lugar la dilatancla, el eiecto de la ~sc(lla es men os importante. Los valores de JRC obtemdos en~ pirical1lcnte corresponden a juntas de 10 Clll .de ,Ionglwd. Para analizm' e l comportamiento de Juntas de

mayor longitud es necesario cOl:reg i.r !os valore~ p~~'a otras escalas, E I valor de la reslstencla a compl~slOn JCS, y por tanto de la componente JCSj(J;" disJlunllye al alimental' la escala. Para contrarrestar es tos efectos Bandis et at. ( 1981) han establecido las sigllientes relaciones para obtener los panimetros en juntas de lon

oilud real L (LQ ~ 10 C111 ): o "

JCS" ~ JCSu(L,, / i.,))-U.03)CSu

IRc ~ JRC (L / ' )-0.U2JRCO " [) "L..ojJ

La resistencia de las juntas a escala real pllede ser es timada entollces por la expresi6n (Barton , 1990):

[ (lCS,,) '" + 'J t = (J;, tag JRe>! loglo ~ + 'P,. I

donde i es e l ungulo de In ondulacio n a gran escala de

las discontinuidades. En e l Apartado 3.6 se describen otros asp~ctos d~1

efecto escala en la es timacion de la resistenc!3 al COI

te de las di scontinuidades.

1 ~~~~~~

2~~~ 31~1~

4EI ~3

Desplazamiento tangencial

3 4

2 Componente de "asperidad" JCSlan'

Componente de geometrica JRC

Angulo de fricci6n residual, ¢r

ii!!iifE':t, Influencia de la escala sobre las tres componentes de la expresi6n de Barton y Chou bey (Bandis et a/ .. 1981).

Discontinuidades con relleno

En e l caso de di scontinllidades rel lenas de material arc illoso 0 de otm natura leza (proveniente dela al teracion 0 de la rolura p Ol' c iza ll a de las paredes, depositad a por el aglla , e tc.), la res istcncia a l corte de los pianos estan'i condic ionada por S li tipo y espesor. Si e l espesor es importanle, general mente la rotura por corte tendra illgar a traves de l relleno, y la resistencia del plano de discontinllidad sera In de l relleno. Si es te es duro y consolidado, la rotura puede prodllcirse H favor del contacto roca- re lleno.

Las propiedades de los re llenos, como la resis tencia al corte, deformabilidad y permeabilidad, pueden sel' muy variables, y contro lan e l comportami ento de In d iscontinuidad. AI contrario que las discontinuidades limpias, los re llenos presentan cohesion (a no ser que c l reJieno sea una milon ita 0 una brecha sin cementar). Un aspecto definitivo es e l tipo de re lleno, que, en terminos generales, puede ser:

Arcilloso. Brechas 0 fragmentos angulares rocosos con mayor 0 mellor proporcion de matri z arcillosa . Materiales c ristalizados (calcita, yeso, etc.).

Depend iendo del espesor del rell eno, Ia rugosidad de los pianos, para metro definiti vo en la resistencia a l corte de d iscontinuidades limpias , puede tener lIna infiuencia nlli a en la resistellcia a1 corte.

En e l Cuadro 3.1 8 se inc luyen valores de los pan1.metros res istentes cohesivos y fri cciollales para discontinllidades con rellenos.

Ensayo de laboratorio de resistencia al corte

EI ensayo detennina la resis tencia al corte de pico y residual en di scontinuidades en funcion de los esfuerzos llor1l1ules aplicados sobre e l plano, y consisle en aplicar esfuerzos tangenciales a una l1luestra de roca que conti ene In cli scontinuidad a en sayar hasta provocar e l desplaZH miento re lati vo entre las dos partes . La carga normal apl.icada, (JII' permanece constante a 10 largo del ensayo. A partir de los datos de esfuerzo y desplazamientos proci ucicios se obt ienen los panl llletros resistentes c y c/> de la disconlinuidacl , tanto los vaJores de pi co como los residuales.

• PROCEDIMIENTO

EI aparato consiste en una caja de corte desmontable en c10s mitades en doncle se in troducen las dos partes de la muestra ta llada 0 probela conteniendo e l plano de discontin llidad, hac iendolo co incidir con la union de las dos mi tades de la caja. Las lllues tras se fijan a cad a parte de la caja con mortero 0 resina. La sllperfi ~

cie a ensayar debe estar colocada paralela a la d irecc i6n de aplicac io n de la fu erza de c iza ll a, preferiblemente sera cuadrada y con lin area minima de 2,500 mm . Las partes superi or e inferior de la caja deben esta r s ll ficientemen te separadas para permitir la contraccion vertical de la d iscontinuidad al ser cargacla 110rmalmente.

EI plano de di scontinuidad debe tener la min ima a lteraci6n posible, manteniendo las condiciones naturales que presenta en e l maci zo rocoso (humedad, rugosielad, etc,). La a ltura de cacla una de las clos partes de


•

Parametros resistentes de discontinuidades con rellenos

Rcsistcncia de pico Resistencia residual

Roca Descripciou Cohesion Angulo de Cohesion Angulo de

(kg/em' ) friccion (U) (kg/em' ) fr iccion (0)

Basalto Brecha arciJlosa con fragmentos rocoSOS. 2,4 42

Caliza Relleno arcilloso de 6 mm. 0 13

Id. de I a 2 cm. I 13- 14

Id. < I mill. 0,5-2 17-2 1

Marga de 2 em. 0 25 0 15-24

Dim'ita Relleno de areilla. 0 26,5

Dolomia Re\1eno arcilloso de ~ 15 em de espesor. 0,41 14,5 0,22 17

Esquistos y cliareitas ReBeno arcilloso 10- 15 em de espesor. 0,3-0,8 32

ReBeno areilloso fino en pianos de estratificaci6n. 6,1-7,4 41

ReBeno arci lloso espeso en pianos de eSlratificaci6n. 3,8 31

Granito Fallas can relleno arcilloso. 0-1,0 24-25

FaJlas con relleno arenoso. 0,5 40

Zona de cizalla , grani to rota. roca desintegrada y rellenos arci\1osos. 2,42 42

Grauvaca Relleno arcilloso de 1-2 mm en planas de 0 21 eSlrutificaci6n.

Lutita Re\1eno de arcilla. 0,6 32

Arcilla en planas de estratifi caci6n. 0 19,5

Pizarra Alterl.ldas y laminadas 0,5 33

Datos de vad os autores y de ensayos rcalizndos bajo condiciones diferentes (Hoek y Bray, 1981).

la muestra separadas por la di scontinu idad debe sel' ~ O,2L, siendo L la longitud del lado de la muestra.

Una vez in troducida la muestra en la caja de corte, se aplican esfu el'zos nonnales, perpendiculares a la supelficie de d iscontinuidad, hasta el valor deseado; se aplica entonces una fuerza tangencial , hidrau lica 0 mecanic3mente, sabre los laterales de la caja de corte hasta conseguir el desplazamiento por corte a 10 largo

de l plano. EI ensayo se complica en caso de que la di sconti-

nuidad aparezca rellena de material blalldo y con agua, en cuyo caso debe conseguLrse In consolidaci6n del relleno y la d isipaci6n de la presion de agua antes de proceder a l ensayo de corle (ISRM, 198 1).

• INTERPRETACI6N

El valor de los esfue rzos normal y tangencial de pico se obtiene d ividiendo las fu erzas nplicadas por ia seccion de la probeta que permanece en contac to:

Durante el ensayo se mjden 10s valores del esfu erzo de cizalla y de los desplazam ientos tangenciales y normales (en d iscontinuidades rugosas se daran des-

188 INGENIERiA GEOL6GICA

plazamientos perpendicu lares al plano al tenerse que superar las irregularidades para que haya desplazamiento tangenci01I) , que penniten dibujarlas curvas l' -desplazam iento tangellcial Y -r-desplazamiento normal correspondientes. De es tas curvas se obtienen los valores de l'pko Y Trc~ iuu n l ' que se representan en un diagrama r-a

u sobre el que se leen d irectamente los valo

res de 4> y c correspondientes a la resi stencia de corte ya la resistencia residual (Recuadro 3.9).

La celula de Hoek es lin aparalo de corte portati l para la realizacion de ensayos en campo 0 en laboratorio, con el mismo procedim iento descri to anteriormente (Fi guras 3.87 y 3.88) . Permite realizar ensayos rapidos en tesligos de SOlldeos que contengan una dis

cont inuidad.

• INFlUENCIA DE LA ESCALA

La escala del ensayo, es decil', el taman a de la mueslra ellsayada, influye en los resul tados obteni dos, 10 que se denom ina crecto esca la. La resistencia al corte de las discontinuidades depellde principal mente de la J'ugosidad y ondlllaci6n de los pianos y, pOI' tanlO, del area ensayada. E ll el laboratorio solo se ellsaya una pequena porcion de la junta, mienlras que los ensayos

Calculo de los parametros resistentes c y 4> de las discontinuidades

~ parti.r de las Cllrvas t-desplazamiento tange llciai obteI1lda~ en cada ensayo, se rniden los valores del esfu erzo de clzalla r · y r Estos va lo ·es . ~ . I"'''' r~,i d ll al" ,I se lepreselltan en un gr~~f~ co T-a

ll para los va lores de all correspondientes a

los d lterentes ensayos reali zados, y las iJneas obtenidas del ajuste proporcionan los vaJores de cohesi6n y

fri cci.6n representati vos de la resistencia al corte de pico y l~e~ l dua l de In cliscontinuidad ensayada. Los puntos de la gr~lh ca deben ajustarse a una recta, al basarse eJ procediIlllento en el criteria lineal de rotura de Mohr-Cou lomb. En c(~~o ?~ discontilluidades rugosas, la re lO1ci6n entre T y all sela blimeal, como se representa en la Figura 3.8 1b.

Desplazamientos tangenciales (mm)

ill .. <; iIU plieden considerar la rugosidad a mayor escala (Figura 3.89). EI e l'ec lo escal a sabre la res iste nc i" al corte es mayor cuanto mayor es 101 I'ugosidad , y disminu~e al aumentar la escnla de ellsayo. Lo anterior es np.hcable si los esfuerzos norl11ales son bajos y se permIte In abertura 0 d ilatancia de la discontinu idad durante el en sayo; si no se permite. la inflllencin de la esca la es menor. La res istencia al corte de pico d ismil~ lIye COil el aUll1e~lto del area ensayada. Para juntas lellenas con matenal arcilloso, el efecto escala puede ser nul o.

Como resumen de 10 anterior puede es tablecerse que ~ I considerar ~lI1a ma.yor escal a de ensayo eJ angulo I de las rugosldades es menor y, pOl' tanto, di sminuye el valor de 4>" y de la res istencia al corte. En el Apar.tado 3.6 se describe tam bi en el efecto escal a en las dl scontinuidades.

Permeabilidad y presi6n de agua

La perl11eabili~lad de ulla d iscontinuidad depende de S ~I abertura y tlpO de relleno. La abertura esta cOlldi cIOn ada pOI' el es tado de esfu erzos del macizo; pOl' tanto, la perllleabilidad es tambien flillci 6n de los esfu erzos in situ. Si se considera una discol1tinuidad plana y limpia, el valor de k viene dado POI':

donde:

g = aceleraci6n de la gravedad. {/ = abertllra de las cli scollti l1u idades.

'Y ", = peso especffi co del agua.

~ MECANI CA DE ROCAS 189

Caja superior

-:;?';'--_- Igualador de carga

.1J.l-_-Gato de carga normal Mortero 0 resina

/' Comparador

"»',,"':\:"" :.,;:.

Caja inferior

Celula de Hoek para determinar la resistencia al corte de discontinuidades (Hoek y Bray. 1981).

WiIlEF':!:' Celulas de Hoek (fotos M. Ferrer).

190 INGENIERiA GEOLOG ICA

/"- Ensayo de resistencia al corte en laboratorio (,' )

Diferentes escalas en 1a determinacion de la resistencia al corte (ISRM 1981). En una discontinuidad ondulada a eseata decimetrica Y rugosa a escala milimetrica, los ensayos de laboratorio s610 pueden

considerar la segunda condici6n.

II = coefi c iente de viscosidad cinematica del aguH (0,0 101 e111 2s- 1 a 20") .

II = coefi c iente de viscosidad dimlmica de l agua (0,0 I 005 g s - I e111 - I a 20").

Si la discontilluidad es rugosa, 1a aberlura «hidnluIjca» (all) sera menar que In «real 0 mecanicn» (a), y ambas se re lac ionan (segun Lee et aI, 1996; en Sing

hal y Gupta, 1999):

siendo JRe el coefic iente de rugosidad de la junta (segun se ha descrito antc ri orme nte e ll es te apar-

tado). Si se considera una familia de discolltinllidndes, la

permeabilidad depende tambicn del espac iada entre los planas. EI coefic iente de penneabiJ idaci 0 conductividac1 hidnlul ica de un sistema de di sconlinuidacies planas y limpias, con espac iado b, pllede estimarse a partir de las expresiones cmpfricas:

La re laci6n entre e l coeficiente de penneabilidad, la aberlura de las juntas Y su espaciado se presenta en

la Figura 3.90. La presencia de agua en las di scontinuidades dismi-

nuye su resistenc ia al carte; la presion ejercida par el

1O'

1,0

~ ,,0 :7 ",.

~ 10- 1 oe..c.,\

" \<:--..i\&>~ ~ -g 10-2

o<:-~ e'b\

;g ,~r;o'" ,~ ~e~ :g 10-3

of'. .0'"60\ w 7:. ~~<:-' E

~ 10-4 \'bCP

w /' ,t, '0

.$ 10-5 c / .~ ~¢k ~ 10-S a , • U

10-7

10-8 0,001 0,005 0,01 0,05 0,1

Abertura, a (em)

m!if€Eft •• Influenci d I b a. e a a ertura de las discontinuidades del espaclado en el coeficiente de permeabilida~ para una familia de discontinuidades planas paralelas (Hoek y Bray, 1981).

"0

\

""'-U---..(J3

a)

agua se opone directamente a la componente normal d: 1 e~ fllerZ? sabre la junta, disminuyendo el esfue rzo efectlvo (FIgura 3.91).

A p~l~t i r del criterio de Mohr-Coulomb, el va lor de la pl:eslOn de agu~ II necesaria para producir e l desp laza l11lenlo tangenc lal de una d iscontinuidad es:

e - T 1I=(J + -

/I tag ¢>

o en fun c i6n de los esfucrzos prineipa les:

J I O"J cos-· ~ + --II ~ (J + «J _ )( "0 sen. Oeos 0) c tag ¢ tag ¢

si.e lldo .f) ~ I angulo que forma la norm al a l plano de ~ I seo ntlllllld~d ~?n el es fu crzo princ ipal mayor y ¢ el d llg ... ulo d~ f.!"l eC IOn de la diseont inuidad. EI valor de /./ s~~a e l mll.l lmo de los va l ores ea1culados eon la ecua

c I ~2~n,~enor para: a) c ~ 0 y ¢ ~ ¢" + i 6 b) c "" 0 Y 'P 'VI"·

() = 90-p

'" a

b)

a) Presion de agua actuando sabre las paredes de la di . . .. nes efectivas en el circulo de Mohr. sconttnUidad. b) RepresentacJon de las tensio-


J,O Resistencia Y deformabilidad de macizos rocosOS

Resistencia La resistencia de los macizos roeosos es ~unei6.n d~ la resistencia de la matriz roeosa y de las. diseontllluldades siendo ambas extremadamente vanables, y de las con'dic iones geoHmbienta les a las que se enellcntra 50-

mClido e l macizo, como las tensiones naturales y las condic iones hidrogeol6gicas. La presencia d~ . ~om~s tectonizadas, alteraclas 0 de diferente C01~pOs l c l .. on 1Itol6gica, implica zonas de debilidad y ? n~ sotropl~ con diJerentes comportamientos Y caracten stlcas reslstentes. Estas c irc lInstancias determinan L1na gran com~lejidad en la evaluacion de la resislencia de los maclZOS

rocosos . a La resistencia pucde evaluarse en terminos del 111£. -

ximo esfu erzo que puede soporlar para 1I1las d~tenlll nadas condiciones y en terminos de sus propledades resistentes, c Y l/J, parametros que habitual mente se necesitan para los caiculos de los proyectos de las

obras de ingenierfa. . Seglill el grado de fracturaci6n del maCIZO, ~1I co n~

portamiento y propiedades resistentes quedaran detl -

nidas por:

La resistencia de 13 matriz roco::;a (is6tropa 0

3Ilis6tropa). . .. . La resistencia al corte de Lln a famllw de dI SCOIl-

tinuidades. . La resistencia al corte de 2 6 3 familias de ,dlS

continuidacles (siempre que sean representatlvas

en el mucizo). La resistencia global de Ull sistema de bloques rocosos con comportallliento is6tropo.

La Figura 3.92 representa la transic i6n ~ntre las di.ferentes situaciones c1 escritas. En excavaCiOnes slipel

fi ciales y subterr:.lneas, tanto los trabajos de ~~cavaci6n del macizo como los problemas de establhda~ Y comportamiento meca nico estan di,rectamente re~ aclonados con In resistencia de l malenal y con la plese,ncia de di scontinuidades. La determinaci6n de 1~ r~s l stencia de la matriz rOCosa 0 de una discontlJlul~ad puede realizarse con ensayos de laboratori o 0 ill SI.~U. Las dimensiones Y condic iones naturales de l. maclzo rocoso no se pueden reprodueir en lab?ra~ono , Y Sll

res isteneia debe estimarse par metod os IJldu·ectos. Una vez establecidos los e lementos que control ~n

la resistencia del macizo (una famili a 0 mas de dlS-

Vadas iscontinuidades

Macizo rocoso

Transicion entre la matriz rocosa Y el macizo rocoso intensamente fracturado (Hoek y Brown, 1980).

19Z INGENIERiA GEOLOGICA

continuidades, la matri z, e l conjunto de todo elio, una zona singular de debi lidad, e tc.) su evaluaci6n puede efectuarse medianle los siguie l1tes procedimientos:

- Metodos empfr icos basados en experiencias y ensayos de laboratorio. Metodos inclirec tos basad os en fndi ces de cali dad (clasificaciones geomecanicas). Modeli zaciones matemati cas y analisis a posteriori. Modelizac iones ffsicas.

Los criterios de rotura 0 de res islencia consti tuyen la base de los metod os empfricos, y permilen evaluar la resistencia de los macizos meosos a partir de los es fu erzos actuantes y de las propiedades del material rocoso, proporcionando:

La respues ta de 1£1 raca intacta ante diversas condic iones de esfuerzo. La predicci6n de la innuencia de las di sconti l1uidades en e l comportamiellto del macizo. La predicc i6n del comportamiento g lobal de lin maci zo roeoso.

Los indices de calidad definidos mediante las clasifi caeiones geomecani cas permiten estimar la resistenc ia de forma aproxi mada, al establecer corre laciones entre las clases de roca y los parametros resistentes c y ¢ del Illac izo rocoso (ver Cuadro 3.20) . Las e lasifi caciones se describen en e l Apartado 3.8 y en e l Capflulo 10.

Los model os matematicos penni ten es timar la resistencia a partir de la modeli zacion Ilumeriea del comporlamiento del maeizo, de sus propiedades ffsicas y mecallicas , de la ley de comportami ento y de los fac lores innuyentes (tensiones, agua). Es tos modelos presentan su Illaxi ma utilidad en la realizaci6 n de analisis a posteriori 0 back alia lysis, que consisten en modelizar numericamente las deformaciones y e l proeeso de rotura de lin macizo rocoso real (a parti.r de l conocimi ento de las earacterfs ti cas y mecan ismo de la rotura), y obtener asf los panlmetros resistentes correspondientes a [a rotura 0 a un de terminado ni ve[ de deformaciones del macizo. Los model os fisicos consisten en construir 11l0delos a escala can dife rentes materiales naturales 0 artific iales (pOl' ejemplo con e lementos de pasta de esc'ayola, bloqlles de material rfg ido, mezclas de arena y arc iJla y elementos aglomerantes, etc.), y someterlos a cargas para observar Sll com porta m iento.

Los metodos ehados permiten obtener, de forma mas 0 menos aprox imada, la resistencia de los maeizos rocosos, dependiendo de la infonnaci6n y los datos di sponibles. Los criterios empfricos y las modeIi zac iones matemat iclls basndas en los amHi sis a posteriori son los que proporcionan va lores mas representat ivos; la determinacion de los parametros resistentes

caracterfs ticos de los macizos rocosos, e y 1>, es e l punto mas connictivo. De los procedimientos eitados, unicamente los modelos matemat-icos y ffsicos consideran el comportam iento deformacional de los maeizos.

Criterios de rotura para macizos rocosos isotropos

Criteria de Hoek y Brown

Es un criterio de rotura vaLido para macizos rocosos is6tropos, y tiene en cllenta los factores que determinan la rotura de un medio rocosa a gran esca la , como son la no linea lidad con e l ni vel de tensiones, la inf1u encia del tipo de roca y del eSlado del macizo, la relacion entre la resis tenc ia a la compresi6n y a la trace ion , la dismillllcion del angu lo de rozamiento CO il el allmento de la tension de coni'inamiellto, etc.

El criterio fue desarraliado ill icia lmente para Sll aplicaci6n a macizos rocosos fradurados sin alterar con matriz rocosa resistente, aSlIlllj endo que los bloques de raea est,lll en contacto unos can olroS y que la resistencia del macizo esta contro[ada par 1£1 resistencia de las di scontinllidades. La resistencia de l macizo queda detlnida por In expresion (Hoek y Brown, 1980):

donde:

0'1 Y O'J son los esfuerzos principales mayor y menor en rolura.

(lei es la res istencia a com presion simple de la matri z rocosa,

Illy S son eonstantes adimensionales que dependen de las propiedades del macizo roeoso, del tipo de roca y de la freeucncia y caracterfsticas de las di scontinui dades.

EI valor de ad debe obtenerse en ensayos de compresion si)npl e de laboralorio 0, en su defecto, puede estimarse a partir de l ensayo PLT (descrito en e l Apartado 6.5 del Capitulo 6) 0 de indices de campo (Cuadro 3.7). Los valores de 11/ y S plleden obtenerse a parlir de l indice RMR (descrito en e l Apartado 3.8):

Para mac izos rocosos sin alterar y no afectados por voladuras (1II1disll.lrbed):

RMR - 100 RMR-IOO 11/ = 11/; ex p 28 S = ex p

9

Para lllacizos rocosos a lte rados 0 afectados pOI' voladuras (dislllrbed):

RMR - IOO RMR-]OO III = lI'I; exp

14 s= exp

6

J MEcANleA DE ROCAS 193

Relaciones aproximadas entre la caUdad de los macizos rocosos Y los valores

de las constantes m Y 5 i! ~

Criterio de rotura cmpirico .. c .. " :4;q

,_ ~ 0

"E- ~.~ ~~ ·· e~'g

0"\ = (J, + J II/<Jcj(J3 + HJ~I -" .. ~ o]~ :§e~~'§~ ~~

•.. ~~ ~ .f2l a ~ ~.g·c ,fl ~~ "6bG ... ~,§'a ii~ ""u = ~ 0 ...... coe13 ';;-' ~ ;ii5 t::li;;.,. ~" ,2!l~ c 9 [!j c.ic.;9:.=:1~

(J \ Y II,: esfuerlOS ~rillci ~al~s mayor. y. menor c':': ~.~ ~ ~ "" ~ ~e~ 'E'~ !9 .~ ~.re~ " ~~.g til c.o.g..o

(J .: esfueI7.0 compreslvo uruaxwl de la m~tnz rocosa ~3 "".9 E 'I: '" a·e =-::~ .... ~ ;:0 g fI:"' y s: constantes empiricas del maclzo meoso B~ =:e-8;;-. "a":: 0:* " ... '1:1 'T)

Valores para el macizo roeosa alterado 0 afectado por vo~adoras (disturbed) Va/ores para el macizo rocoso sin (If/eraf (ulldlstrtrbed)

Mucstras de roca intacta . 7,0 10,0 15,0 17,0 25,0

Muestras de tamano de probeta de laboratono m 1,0 1,0 ] ,0 1,0 1,0

sin discontinuidades. s /7,0 25,0

'" 7,0 10,0 /5,0 / ,0 RMR ~ 1O0 /.0 1,0 / ,0 1,0

s Q 500

Macizo rocoSO de muy buena caUdad. 2,40 3,43 5, J4 5,82 8,56

Bloque de roea sana. Juntas sin meteonzar m 0 ,082 0,082 0,082

0,082 0,082 Y con espaciado de 1 a 3 ffi.

, 8,78 9,95 /4,63

'" 4,10 5,85 0./89 RMR ~ 85 0,189 0,189 0,189 0,189

s Q 100

Macizo rocoso de cali dad buena 0,575 0,82 1 l ,23 1 1,395 2,052

Bloques de roea sana 0 ugeramente m 0,00293 0,00293 0,00293

meteorizada, con juntas espaeiadas de I a 3 m. s 0,00293 0,00293 4,871 7,/63

2,006 2,865 4,298 m 0,0205 0,0205 RMR = 65 s 0,0205 0,0205 0,0205

Q 10

Macizo rocoSO de caUdad media Varias familias de discontinuidades . 0,1 28 0, l 83 0,275 0,3 11 0,458

moderadamente meteori zadas con espaclUdos m 0,00009 0,00009 0 ,00009 0,00009 0,00009 s 2,30/ 3,383 de 0 ,3 a I m. 0,947 / ,353 2, 030

II! 0,00198 0,00/98 RMR = 44 s 0,00/98 0,00/98 0,00/98 Q I

Macizo roCOSO de calidad mala Numerosas juntas meteorizadas con algo de

0,029 0,04 1 0,06 1 0,069 0,102

reUeno. Brechas compaclas sin reJienos. m 0,000003 0,000003 0,000003 0,000003 0,000003

Espaciado de 0,03 a 0,5 m. s / ,087 / ,598 m 0,447 0,639 0,959

0,000/ 9 RMR ~ 23 0,000/9 0,000/9 0,000/9 0,000/9 s

Q 0,1

Macizo rocOSO de calidad Oluy mala . Numerosas juntas intel1Snlllente meteon 'ladas

0 ,007 0,010 0,0 15 0,017 0,025 In can reHenos. Espaciado < 0,05 m. Brechas 0,0000001 0,0000001

0 ,0000001 0,000000 1 0,0000001 can rell enos arcillosos.

s 0,469 0,532 0,782

'" RMR ~ 3 s Q 0,0 1

Hoek y Brown, 1988.

donde /II . es e l valor correspondiente a la matriz rocosa, que se obtiene ell e llsayos de c~lllpresi6n tri ax.ial (sus valores rnax irnos para ciJferentes tipos de raeas se incluyen ell el Cuadro 3.14). Si e l medio racOSO esta cornpletamente sano (RMR = 100) 111 = 111; Y s = I.


0,2/9 0,00002

0,313 0,00002 0,00002 0,00002 0.00002

El Cuadro 3. 19 incluye los valores para I ~s eonstantes /II. y S en funei6n del tipo de roea y ealldad. de~ rnacizo roeosO. Se inc1 uyen los valores para maC1ZOS

roca SOS sanos Y alteradas. Habitualmenle se recomienda emplear I? s valores

correspond ientes a las cond iciones de maCl ZO rocoso

0 , T

Tangente T=C+Ontg(j>

[--

~ ---/- (° 0 - at f -7 r= AOe - 0- -)

Cohesion C

Resistencia a tracci6n del macizo rocoso

Resistencia a tracci6n del macizo rocoso

WiiifFt8' Criteria de rotura generalizado de Hoek y Brown.

alterado (disturbed). No obstante, ex iste lIna cierta confusi6n a la hora de selecc ionar los valores de 1/1 y S

ya que en la c1asifi cac i6n el tennjno disturbed se refie re tanto al Illacizo rocosa pcrtu rbado pOl' obras de excavaci6n 0 voladura como al m3cizQ rocoso alterado. Es recomendable, par tanlo, e lllpiear los dif erentes metod os disponibles para ajuslar 10 mejor posible es tas panlllle tros.

Tanto el criterio como las ex presioncs para e l ca l ~

culo de !II y S no proporcionan valores representati vos para mHcizos mcosos alterados y de mala calidad. Por e ll o, los autores han desarroll ado una nueva expresian, valida ta111bif~n para macizos I"OCOS08 t' .. actllra~ dos de mala calidad, CO il materiales blandos y aite rados (Hoek, 1994):

constilllycncio estu f6rmula la expresi6n de l criterio generalizado, donde Ill , S Y (J. c1ependen de las propi eclades y caracterfSlicas del l11 acizo rocoso.

La envoi vente de Mohr correspondienle a este cri terio se ex presa (Figura 3.93) :

donde A Y B son constuntes del mate ria l, a" es el esFuerzo normal en el punto de interes y a/III es la resistencia a Iracc i6n del macizo, que viene dada par:

0"

• OBTENCION DE LAS CONSTANTES m, S Y a

COil e l fin de ampliar e l rallgo de aplicaci6n de l c riteri o generali zado, sobre todo a mac izos rocosos de mala ca lidad , y e lllplear para metros mas geol6gicos: para la eva luaci6n de Sli res istencia, Hoek (1994) y Hoek e/ ai, ( 1995) han propueslo un fndice geologico de resistencia, GSI (geological strength index) , que evalua la calidad de l macizo en funci6 n del grado y las caracterfsticas de ]a fracturacion , eslrllcturn geologica, tamafio de los bloques y alteracion de las di scontinuidades (Figuras 3.94 y 3.95).

Los va lores de III , S Y a se ob tienen mediante las ex pres iones:

aSI - 100

28

Para macizos con GS I > 25 (buena-med ia cali dac0:

aSI - 100 s = ex p 9 a = 0,5

Para macizos con GSI < 25 (mala-muy mala calidad) :

s = o aS I

a = 0,65 - 200

EI valor de a SI = 25 es arbi lrario. Para aS I > 25 (maci zos de media a mlly buena calidacl) este indice puede obtenerse a panir del RMR (Apartado 3.8), mediante la correlacion siguiente, en cuyo caso debe


asignarse un valor de 15 para las condic i one~ de agua del macizo y un valor de 0 al panlmetro de aJuste para la orientaci6n de las discontinuidades:

GSI = RMR(89) - 5

En In ap li caci6 n del criterio de Hoe~ y Br.own y e.n la interpretaci6n de los val ores de reslstencw obtelll

dos debe tenerse en cuenta:

EI criteria es valido lll1icamente para macizos rocosos con comportamiento is6tropo. .' El fndi ce GS L se basa en estimaciones cualt.tat~ vas, y en J1lodelas simples que rara vez COi nCIden can las cond iciones reales.

CARACTERlZACI6N DEL MACIZO ROCOSO PARA ESTIMAR SU RESISTENCIA

Basandase en el aspecto de la roca el~~ir la W categoria que mejar describa las condiciones del f--

macizo previo a la excavacion. Tener e~. cuenta que Z W

las voladuras pueden crear una impreslon falsa 0:: "-

sobre la calidad del macizQ roeaso, en. cuya caso --' W sera necesario realizar algun tipo de aJu.~te por 0 dan as debidos a voladuras; la observac)on de Z testigos de sondeos y de frentes de roca en zonas ,0

0 afectadas Y no afectadas por voladuras puede ~~r de is uda. Para la definicion del grado de fracturaclon Z ay .. t I 0 (blockiness) debe considerarse la relaclon en re e () tamano del bloque y \a dimension del frente de

excavacion.

ESTRUCTURA

[~ BLOQUES REGULARES (BR) Macizo rocoso sin alterar. Bloques en contacto de forma cubica formados pDf tres familias de discantinuidades ortagonales, sin relleno.

~J BLOQUES IRREGULARES (BI) Macizo rocaso parcialmente alterado.

~ Bloques en contacto de forma angular formados par cuatro 0 mas familias d~

\; ,! discontinuidades con rellenos con baJa proporcion de fin~s.

:&:~ BLOQUES Y CAPAS (BC)

~~ Macizo alterada, pleQad? y fracturado can multiples discontlllUldades que. forman bloques angulosas y can baJa proparcion de fin~s.

I FRACTURACI6N INTENSA (FI) Macizo roeaso muy fracturado formada par bloques angulasosy redondeadas, can alto canten ido de flllos.

Los resultados c1eben ser cotejados con otros melOdos y, siempre que sea posible, can da~os de campo y amUisis a posteriori (back 0110 lysIs).

• OBTENCION DE LOS PARAMETROS RES ISTENTES

DEL MACtZO c y '"

l" 2 'iii C

'00 ~ ro ~ 0

co2 ::;,., -" «E Z~ WID ::::l 'u tll'E

d I ' , I'ric-La detenninaci6n de los valores e co leslO~l y ci6n del macizo rocoso a partir de las e~presiOne~ d~1

"t "0 (Ie Hoek y Brown no es inmedwta; la pnnclCll ell .' I' pal dificultad estriba en que, al ser un cnteno n~ \-neal los valores de ambos pan'imetros no son constantes, 's ino que son fLlnd6n del valor del esfuerzo .~II· Los aulOres proponen un metodo para la e~alliaciOn de c y ¢ mediante la ap licaci6n de las ecuaClOnes de,i criteria y la simulaci6n de pares de val ores O"I-()]' d

~

vi ~ C ro C ID '0 o E 0 u l" u'" ~

~ 2 ~ ro ro ro ~ ro C '0- '0

ID ro 0 l" ~ E ~'O 2 ro ~~ 'iii ID '0 ro,_ E l" ,.,c ,., l" C ID "2 " ID,O '0 E C E .~·u 0 0 ro E ro u -ro =~ -:ro ~'O ~ ro 0

~.~ 2 ~'i< ID N_ 00 > 'u g

w~g ro "'ID "

IDo. 2'0 ~ -~ g ~ (/) '(3

-~ ~ -~ e:..~ u tllID~ tllIDro ~.~ (/) 0'(3 co -.- C - u ro W u (/)(/) a..tt:2 .:(~:~ .:(t'O ~tOO ZIDo. >- ID C is ~ ~ ~ ~~ 8 >-ID ::::l o.~ W 0. c w:J2 "-=>§- =>"0 a..U)~e ~Ul!!: :2cnro ::;UJ tll UJ u

BRiMB BRIB BRIM BRIP BRIMP

SI/MB BIIB BI/M BliP BliMP

BC/MB BC/B SC/M BC/P BC/MP

FilMS FilS FilM FliP FI/MP

Caraeterizacion de macizos roeosos en base a su grada de fraeturaclon Y estado de

Brown, 1997),

las 'untas Hoek y


partir de los que se pueden construir las curvas a)-a] Y ()II-T de la Figura 3.93. La ecuaci6n lineal del criteria de Morh-Coulomb es entonees ajustada a Ia curva de Hoek y Brow n, para un valor determinado aJ/' la que permjte ealcular los valores de c y cjJ correspondientes a ese nivel de aJ/' EI procedimiento en detalle se describe en Hoek y Brown (1997),

En el Recuadro 3.10 se presenta un metodo alternati va de estimar el valor de la cohesi6n y fricci6n del macizo rocoso .

Criterio de Mohr-Coulomb

La ventaja del cri teria de Mohr-Coulomb es su simplicidad. Si ll embargo presenta los inconvenientes ya

iNDICE GEOL6GICO DE RESISTENCIA GS I (geological strength index)

A partir de la clasificacion obtenida en la Figura 3.94 seleccionar el cuadro carrespondiente en este abaco y obtener el va lor medio del indice GSI.

ESTRUCTURA

~/!

)' I .,(/

~,',~ , I

_ 1

BLOQUES REGULARES (BR) Macizo rocoso sin alterar. Blaques en contacto de forma cubica formados por tres familias de discantinuidades artogonales, sin relleno.

BLOQUES IRREGULARES (BI) Macizo rocosa parcial mente alterada. Bloques en contacta de forma angular formados por cuatro 0 mas familias de discontinuidades con rellenas con baja proporcion de finas.

BLOQUES Y CAPAS (BC) Macizo alte'rado, plegado y fracturado con multiples discantinuidades que forman bloques angulosos y con baja proporcion de fin~s .

FRACTURACI6N INTENSA (FI)

Macizo racoso muy fracturado formado por bloques angulosos y redondeados, con alto contenido de fin~s.

W f-Z W 0:: "--' W o Z {)

o is Z o ()

l" 2 'iii C

'00 ~ ro ~ 0

-'" tll2 ::;,., -" «E z~ WID ::::l'u tll'E >-ID =>0. ::;0

descritos para el caso de la matriz rocosa (Apartado 3.4), sabre todo los relacionados con el comportamiento tensi6n-deformaci6n no lineal de los machos rocosos, par 10 que no es un criterio adecuado para la estimaci6n de su resistencia. No obstante, en detenninados casos el criteria puede ser elllpleado para macizos roeosos resistentes en los que la rotura se produzea a favor de superficies de discolltinuidad, teniendo en cuenta que deben adoptarse vaJores para la cohesi6n y para el angulo de rozamjento representat ivos del macizo rocoso. Beniawski (1979) propone unos valores orientati vos para ambos pan'imetros, en fun cion de la calidad del macizo rocoso dada par el fndice RMR (que se defin e en al Apartado 3,8) (Cuadra 3,20),

vi ro C C '0 l" 0 0 u u 2 ~

~ ~

'iii ro ro '0 '0

2 ID roo l" E ~'O C ro 2c 2 ID '0 -ID 'iii E ro ,_ l" "C ,.,

l" C ID "2 " ID,O '0 EC E g'u 0 0

~~ E rou ."l ~

=(/)(/) a:-~ (/) rooo

~ x ID N_ ~ 0 0 > '(3 g 8 ~.- a "'ID ro _u~

2'0 " ID 0. 0 W <1>..Q ~ ---.'0 E L.. o::~~ -~ ~ - ~ a..(/)o(J}

Ee...~ ro e..~ (/) ........ ~ u.s ~.~ cu <{u.s Wu(/)c 'E:ro .:(t~ c::: toW D-~2 ZIDo. is W ~ ca wcE >-IDC W 0. C W o.ID o.ID", ::::l a.~ =>"0 "- O:J=CU ~ :J ID tll UJ u :2 (I) co D-u)~J= UJ~

Estimaci6n del fndice OSI en base a descripciones geol6gicas (Hoek y Brown. 1997).

J MECAN tCA DE RQCAS 197

,

. , ,

Calculo de los parametros resistentes del,macilO rocoso c y 4> a partir del criterio de Hoek y Brown segun Serrano y Olalla,

EI criteria de Hoek y Brown se puede expresar en fUllcion de la tension tangenc ial , T, y normal, (JI/' en forma parametrica, de la manera siguiente (Serrano y Olalla, (994):

I. _---'Cse:..:nc...¢!T - f3-- tag ¢

(J = I' , (\ +2sel/.¢) - ( [(1 - sen ¢l' ] /I 2 sew ¢

en donde

ma .' m ,ad RMR - 100 f3 = T = 8 exp 28

8s 8 RMR - 100 ( = ----,- = -----:; exp

IIr IIf; 25,2

Y el panlmetro (41) representa el «angu lo de l,'ozalll.iento instan taneo», que equi vale al angulo de rozam lento IIlterno en funci6n del nivel de tensi6n.

Estas expresiones que parecen complicadas pueden. ser incorporadas en una haja de caJclll o de manera se~c lil a. Permi ten d ibujar el criterio de rotura con unos eJes de coordenadas tensi6n tangencial (r) y tensi6n normal (0-,) . Su utilidad se puede observar en el siguiente ejemplo.

Ejemplo En un macizo rocoso frac lurado de arenisca (RMR == == GSl = 40), cuya matriz rocosa tiene una resistencia a

3

r (MPa)

2,5

2

1,5

0,5

C " 0,25

-0,5 o 0,5

compresion simple de (Jci = 10 MPa, se quie re con.o,cer, para lIna profundidad de 25 m, el valor de la coheslO l~ ,Y del angulo de rozamiento para la rotura. EI peso especlflco de la aren isca es }J = 20 kN/m3

,

So/uci6f1:

Tension normal a la profundi dad indicada:

(J ='" Z = 500 kPa = 0 ,5 MPa " , 11/.; para la arenisca = 19. Las expresiones que permi ten obtener los datos requeridos son:

40 - 100 11/ = 19 exp 28 = 2,229

40 - 100 s = exp = 0,00 127

9

= 2,229· 10 = 2786 ~ 8 '

( = 8~ = 0,00205 nr

En e l gnl.fi co adjllnto, e labarado mediante una hoja de calcuio danclo va lores a cp, se deduce, aproximadamente. que para a" = 0,5 MPa se obtiene: c== 0,25 MPa y ¢ "" 45", va lores que se pueden aplicar s610 en e l range de tensiones normales pr6ximo a 0,5 MPH.

1,5 2 2,5 3

u" (MPa)

Grafico para la obtenci6n de1 valor aproxj mado .de la c~he~i6n y de l angu I.o de rozamiento equi valente del macizo rocoso a partir del cnten o de Hoek y Blown.

198 lNGENI ERiA GEOL6GICA

Valores aproximados para c y ¢ del macizo rocoso segun su calidad

Clase de roea I Il

RMR > 80 6 1-80

Cohesion (MPa) > 0,4 0,3-0,4

Angul o rozamiento interno > 4Y' 35"-45"

Criterios de rotura para macizos rocosos anisotropos

• MACIZOS ESTRATIFICADOS (CON UNA FAMILIA DE JUNTAS)

La resistencia de li n macizo mcoso estratificado, suponiendo que la presencia de a lguna otra fami lia de discontinuidades no inll uye en su compOltamiento mecanko, puede ser as im ilada a la de la matri z mcosa transversal mente anis6tropa. La res istenc ia del macizo depcndera de la ori entac i6n de los esfllerzos aplicad os can respeeto a In direcci6n de los pi anos de es tratificaci6 n, y variant entre un valor mlnimo correspondiente a la res istene ia de estos pianos y lI ll valor max imo correspondiente a la mal"riz rocosa. En caso de macizos rocosos COil matriz rocosa blanda y anis6tropa, par ej emplo mcas arcilJosas 0 margosas, las res istenc ias pueden presentar mlly poea diferencia .

En e l caso de rotu ras a favor de los pianos de eslratificaci6n, Ia res istencia del macizo vendra dada por e l c ri terio de Mohr-Coul omb:

2c + O'J [sen 20 + lag ¢ (1 - cos 20)J (J =

I sen 20 - tag ¢ ( I + cos 20)

siendo 0 e l ungulo que fo rma la normal al plano de rotu ra con e l esfuerzo princ ipal mayor a

l. Para valo

res de 0 cercanos a 90° 0 menores que e l <.l. nglli o de fricci6n de l pl ano, cp, no es posible la rotura a favor de planas de es trat ificaci6 n, y e l mac izo m mpenl a traves de la matri z rocosa. Si la matriz rocosa es is6-tropa, la res istencia plIede evaluarse aplicalldo e l c ri teria Hoek y B rown (s = I):

• MACIZOS DIACLASADOS (VARIAS FAMILIAS DE JUNTAS)

La resistene ia de macizos rocosos cOlllpetentes fractll rados afectados por 263 fami lias de cli scolHinuidades

III IV V

41-60 2 1-40 < 20

0,2-0,3 0, 1-0,2 < 0,1

25°-35" 15"-25" < J5°

ortogonales entre sf, dependent de la res istencia de las discontinuidades y del angulo de illcidenc ia de la carga apl icada con respecto a los pianos de debil idad. Para cada pos ible orielltac i6 n, senl. una de las famil ias Ia que controle la res istenc ia del mac izo en su conjunto , que se obtiene integrando las curvas de res istencia de cada t~lIniJ i a (Fi gura 3.96). E n la curva correspondiente a 3 famili as de djscontinuidades, se apreeia que e l macizo no puede romper a traves de matriz roeosa, a l prevalecer la orientac i6n de las di seontinuidades en cllalqu ier direcc i6n. La res istenc ia de l macizo se va haciendo mas lInjforme a l allmentar las familias.

S i se sllpone 18 presenc ia de 4 famj lias de di seonti Ilu idades en e l I1l Hc izo rocoso, con iguales paramelros res istentes y ol"ientadas en el espacio a 45° entre elias , la res istenc ia de l l1lacizo rocoso vendni represenl"ada par la superposic i6n de las Cllrvas de res istenc ia (J 1-{3 (f3 = 90 - 0) de cada fa illili a, Como queda re tl ej ado en la Figura 3.97. La rotll ra siempre tendra lugal" a favor de a lguna de las 4 familias, dependiendo de la ar ientaci6 n de los esfu erzos . Para cad a orientae i6 n el compartamiento de l l1lacizo es ta detenninado por la res is tenc ia mas baj a de las cllrvas indi viduales de cada fa mil ia.

Como se aprecia en la curva de res istencia de la Figura 3.97, para un macizo rocoso con un nUlllero suf ic iente de-d isconti nuidades, puede aS limirse lin CO Il1 -porlamiento is6tropo. Hoek y Brown ( 1980) consideran lin macizo rocoso is6tropo, con vistas al diseiio de cxcavac iones subte rraneas, si aparecen 4 0 lll el.S fa rniJias de discontinuidades. En es tos casos, deben emplearse los crilerios de ro lura para macizos isotropos.

Resumen

En e l C uadro 3.2 1 se reS LImen los cri terios de rotura aplicables a los disti ntos casos descrilos anterio rmente para la eva luac i6n de la resiste llcia de los maCIZOS rocosos .


Curvas representativas de la resistencia de macizos rocosos afectados por Z 6 3 familias de discontinuidades (Hoek y Brown, 1980).

800

600 I 1', '- )

ro I D. " 6 , 0' 400 \ I

/ 1 I \ ~ 275 MPa ., -'

200 r--- .r- A. 140 MPa

~ r- 35 MPa

~ l~)~~ Curvas hipoteticas representativas de la .r.eSisten~ia de macizos rocoSOS afectados par 4 famll las de dls~ continuidades (Brady y Brown. 1985).

Deformabilidad de los macizos rOCOSOS

La deformabilidad de un macizo rocoso. viene dad~ por las relaciones entre los esfuerzos aplicados y las


deformaciones producidas, Y queda. definida P?~' su modulo de defor macion, que relaclOna. la tens Ion 0

esfuerzo can la deformaci6n correspondlente. La defonnabilidad al igual que las dem<ls propieda(~es de

( , , . ., t . y dlscon-los macizos, presenta un camctel amso IOpO .

I · a poria que su determinaci6n resllita compleja, InU , . I d d'

siendo uno de los problemas si n resQ vcr a e~lI a d-" I' Depellde de la deformamente en mecal1lca (e IOcas. (..

bilidad tanto de la matriz rocosa como de la~ dlscontl,nuidades, y siempre es mayor que la pnIner~. La deformabilidad de la matriz viene dada ~or ~u modu lo.

d Y E - a/" y 1'1 de las discontJIllJldades pOI e OUIl O . - G , '

.' 'd °z' k J= (J/ II Las defonnaciones en cada casa su Ilgi e ~ , · . . vienen dadas pOl' alE! y (Jlk. Supol1lendo un macl.zo con una unica familia de discontinuidades de espacJa: do S la deformaci6n transversal a los planas ~elldra dada' por la suma de la deformaci6n de .Ia. matnz .y de las discontinuidades (J lk" , sienc\o k" la ng~clez nOlmal. Los m6du los de deformaci6n estan reiaelOnac\os mediante la expresion (Goodman, 1989):

I /E = ( I /E) + ( l /k"S)

donde E es el modulo de deformaci6n del macizo. Conocidos los valores de estos componentes, puede

es timarse la influencia del espaciado en el m6dulo de

clefonnacion del macizo. , La dificullad de realizar ensayos de compreslOll ,a

Ie ensayar voluescala real en macizos rocosos Y .( ~ , menes relJresentativos en laboratono de~enmnan dlOS

. f' d' cta la e-inconven ientes para estlmar de ollna li e . , la formabilidacl. Los metod os para la evaluaciO n de

Criterios de rotura en macizos rocosos y datos necesarios para su aplicaci6n

Caracteristicas del macizo Rotura a favor de los pianos Rotura a travt~s rocoso de discontinuidad de la matriz rocosa

Maeizo roeoso masivo sin No es posible. Hoek y Brown diseontinuidades. (Ill; para roea intaeta y s = 1).

Maeizo roeoso estratifieado. Mohr·Coulomb Hoek y Brown (c y ¢ de las diseontinuidades). (m; para roea intaeta y s = I).

Maeizo roeoso con dos familias de Mohr~Coulomb Hoek y Brown diseontinuidades. (c y ¢ de las diseontinuidades). (m; para roea intaeta y s = 1).

Macizo roeoso con tres familias de Hoek y Brown diseontinuidades ortogonales. (m, s y (X del maeizo).

Macizo roeoso con euatro a mas Hoek y Brown Familjas de di scontinuidades. (m, s y (X del macizo).

deformabilidad del macizo se pueden clasificar en directos e indirectos. En el primera se incIuyen los ensayos in situ, rnientras que el segundo grupo incIuye los metodos geoffsicos y una serie de correlaciones empfricas.

Los metodos mas adecuados son los ensayos in situ, a pesar de que los diferentes metodos no estan suficientemente contrastados para conocer el grado de representatividad de todos ellos. Ademas, el caracter anisolropo de la deformabi~dad y la influencia del propio metodo de ensayo haee que can frecuencia se obtengan datos muy dispers~s para un mismo macizo racoso.

Ensayos in situ para medir la deformabilidad

En la determinaci6n de la defonnabilidad mediante ensayos in. situ, al igual que ocurre para otms propiedades de los macizos racosos, ex isten una serie de inconvenientes relacionados con la representatividad y extrapolacion de los resultados obtenidos, entre los que se destacan los referidos a la eseala del ensayo. La extrapolaci6n de los resultados de ensayos a escala del macizo rocoso, al igual que para los ensayos de laboratorio, solo puede considerarse valida si el volumen de la muestra ensayada es igual ° mayor que el denominado «volumen elemental representativo» eVER). Mas adelante en esle apartado se trata el efecto escala.

Los principales ensayos para determinar la deformabilidad son el de placa de carga, el gato plano y el dilatometro, descritos en el Apartado 5 del Capitu lo 6. EI primero se realiza en excavaciones 0 galerias, el segundo sobre paredes de gaJerfas y el tercero en el

Generalmente no es posible. Si 10 fuera se apliean iguales eriterios que para el easo de 2 familias.

No es posible.

interior de sondeos, siendo este ultimo el unico metoda para estimar la deformabilidad de los macizos ro~ casas en profundidad. Los ensayos dilatometricos par 10 general praporcionan modulos de defonnacion considerable mente menores que los ensayos de placa de carga. Existen otras ensayos menos frecuentes y representativos, algunos de los cuales se indican en el Cuadra 3.22, que resume las diferentes caraeterfst icas de los ensayos de deformabilidad; el Cuadra 6.13 del Capitulo 6 inc1uye tambien algunos aspectos de los ensayos de deforrnabilidad en racas.

Como ejemplo para comparacion de los resultados obtenidos por los diferentes ensayos y tecnicas, en el Cuadro 3.23 se presentan los datos de un caso bien documentaclo, de los que se obtiene una relaci6n entre el modulo de defOlmaci6n del macizo in situ y el de laboratorio de la matriz rocosa: EsllulElab = 0,35.

Metodos geofisicos

Estos m6todos penni ten estimar la defonnabilidacl «d im'imica» del rnacizo rocoso, y se basan en los valores de la velocidad de las and as elasticas de compresi6n 0 long itudinales, v" , y de cizalla 0 transversales, V.~, a traves del macizo racoso. Las constantes de defonnabilidad estatica pueden obtenerse a partir de las dim'imicas mediante correlaciones, en general , poco precisas.

La velocidad de propagacion de las ondas longitudinales depende del tipo de material roeaso, de su grado de alteracion y fracturacion, del estado de esfuerzos y de las condiciones hidrogeol6gicas.

Los modulos elast icos dimlmicos del macizo, Ed y Vd' se obtienen a p3ltir de las f6rmulas incluidas en el Apartado 3.4 (ensayo de velocidad de ondas s6nicas).


Ensayos in situ para determinar la deformabilidad de los macizos rocosoS

Tipo Tamaiio Lugar Ventajas Inconvenientes

Gato plano Algunos m3, En paredes Muestras grandes. Distribuci6n de Castaso. Se necesilan obras

(fla, jack) de gaierfas, tensiones bien cOl1ocida. especiales. Pacas ensayos.

umeies, etc. Multietapas.

Plnea Hasla 1m3, En galerf as, Mueslras grandes. Muestras poco Distribuci6n de lens iones mal

de carga dependiendo luneles, perturbadas. conocida. Hay que haeer supuestos

dei lamano pozos, etc. para la interpretac i6n. Costoso. Ohras

de plaea. especiales. Pocos ensayos.

Dilat6metro Algunos En sondeos. Puede hacerse en profundidad. Buen Muestras pequenas. Distribuci6n de

dm3,

metoda para obtener In di stribuci6n tensiones desconocida. Requiere

de la defonnabilidad del macizo con supuestos adic ionales.

juntas cerradas. Bajo cosle.

Gata rad ial Algunos m3, En galer[as Muestra grande. Muy adecuado para Muy costoso. Normalmente s610 lin

depend iendo especiales. galerfas a pres i6n. ensayo.

del tamano del gata.

Triaxial Algunos ml. Cerca de la Muestra grande. Dislribuci6n de Muy costoso. Obras especiaies. MlIY

a gran escala superficie, lensiones bien conocida. pocas ensayas.

en gale rfas, tuneles, etc.

Pilar Algunos m3. En galerfas Muestra grande. Distribuci6n de Muy costaso. Obras especiales. Muy

de carga especiales. tensiones bien conocida. pacos ensayas.

Modificado de Serrano, 1997.

Modulos de deformacion de un macizo rocoso en flIitas

Metoda Numero Rango de Valor medio Desviacion

de ensayos valores (GPa) (GPa) esmndar

Gata plano pequeno 9 25,2-47,9 31,8 6,9

Dilat6metro 6 6,0-20,0 12,0 6,2

Relajaci6n en tuneles 4 9,7-39,6 20,0 13,4

Petite sismiqlle 25 12,3-2 1,5 15,4 4,6

tndice de caiidad RMR 7 15,1-22,4 20, 1 2,6

Valor medio ill situ - - 19,8 -

Ensayos de laboratorio 7 46,0-69,0 56,0 11 ,9

Biemawskl, 1984.

EI valor del modulo de deformacion dim'imico Ed es mayor que el detennjnado a partir de ensayos es tati

cos in si tu. A pesar de los lntentos realizados para la determi

naci6n de la relac i6n entre el modulo de deformacion estalico del macizo rocoso y el modulo de la roca intacta medido en laboratorio, a partir del denominado fndi ce de velocidad relativa (Vp siw/VI}\nb)2 6 (V,) VJ

2

(e l cuadrado de la relaci6n entre la velocidad de las ondas longitudinales medida en campo Y en laboratorio en probetas de matriz rocosa), no se han obtenido resultados representativos.

Correlaciones empiricas

Diversos autores han propuesto correlaciones empiri cas para la evaluat ion del m6dulo de deformacion en macizos rocosos a partir de otros panlmetros, aunque hasta la actual.idad estas relaciones no estan suficientemente contrastadas. Los valores as! obtenidos representan un valor medio orientativo del modulo de defonnaci6n, y en su aplicacion debe ser considerado el caraCler anis6tropo de la deformabilidad de los maci

zos rocosos. A partir del indice de calidad RQD (descrito en el


1,2

1,0

~ • ~ 0,8 ujiii c '0 'u u ~

" ~ ~

" fl ro "-

0,6

0,4

0,2 - - - - ").... - - - ---- - - -: -;.;y... -:;::.. '--_ ?" - .

o ,0 0~-'--;:2~0-'---;4!;;0-'---;6!;;0-"--~--'-~ 80 100

RQD(%)

Correlaci6n entre el factor de reducci6n y el RQD (Bieniawski. 1984).

Apartado 6.3 del Capitulo 6) 0 de indices de velocida~ de las ondas sismicas, se han establecido correlac lOnes con el modulo de deformacion del macizo 0

con el denomi nado factor de reduccion (relaci6n entre eI modulo estatico del macizo roeoso obtenido de ensayos in sitll y el modulo de la roca intacta medido en laboralorio: E,,,,, / E, ,," 6 E/E). Las Figuras 3.98 y 3.99 y el Cuadro 3.24 muestran estas relaciones, aunque en general se trata de correlaciones poco precisas y. no s ~fi~ i entemente contrastadas. La presencia de discontlllllidades, su espaciado y orientacion han side considerados igualmente por diferentes aut~res para la evaluacion empfri ca del modulo de deformacion del macizo a partir del RQD.

"Segllll Bieniawski (1984) los m6dulos de defonnacion deterll1in~dos in situ resultan ser entre 0,2 y 0,6 del valor medldo en laboralorio para la matriz roeosa dependiendo de la calid~d de la roca. Este mism~ autor apunta los resultados obtenidos por Heuze (l ~80), can un valor de 2,5 para la relaci6n entre el mod~ lo de de~orll1acion medido en laboratorio y los valOJes determlllados in situ.

A continuacion se incluyen algullas correlaciones propuestas pOI' diferentes autores (Cuadro 3.25):

- Bieniawski ( 1978) estableci6 una relaci6n entre el modulo de deformacion iJl. situ del macizo rocoso, E (GPa) y el indice RMR (descrito en el

1,0

0,8 r-~ • ~ ujiii

0,6 c r-'0 'u u ~

" ~ ~ 0,4

" " 13 ro "-

0,2

0,0 0,0

• • •

• • •

• • .' • • •

• .' • • • •

• • • •

. ' • . ' .. • ,

• • • • • •• • • J' • • •

••• , , . , • ,

0,2 0,4 0,6 0,8 1,0

Indice de velocidad relativa

Correlaci6n entre el factor de reducci6n y el indice de velocidad re[ativa (Coon and Merrit, 1970; en Johnson y De Graff, 1988).

Apartado 3.8) a partir de ensayos ;1/. situ· la correlacion es vaLida para macizos roco'sos de buena calidad, con val ores de RMR > 50-55 (Figura 3.100):

E = 2RMR - 100

Serafim y Pereira (1983) dedujeron una expresion en funci6n del valor del RMR, valida para el ran go RMR < 50, y particularmente para valares de E entre I y 10 OPa. Para macizos rocosos de cahdad baja-muy baja se obtienen valores demasiado altos:

(RMR - 10)

E= lO 40

Las expresiones anleriores no tienen en cuenta datos de laboratorio y son independient.es de las propiedades defonnacionales de la matriz rocosa.

Debido a la variabilidad de la deformabilidad en los macizos rocosos, es recomendable considerar un intervale de variacion en funcion de un vaJor maximo y minimo con respecto al valor de E determ.inado ill situ: E = 04 E Y min ,

E",h = 1,6 E. Hoek e/ al., J 995 (ell Hoek y Brown, J 997) proponen una mod ifieacion de la expresion de


Factor de reduccion EIE, y relaciones con otros parametros

EIE, EIE, y RQD E/E/ Y velocidad de ondas sismicas

E= EJ2,5 Correlaci6n aceptable para macizos roeDsos E/E, y (VF/V,):

(Heuze, 1980). de buena calidad resultados no representativos; mala

(Coon y Merritt, 1970). correlaci6n para macizos rocosos de buena

E = 0,2 a 0,6 E/, segun 1a calidad calidad (Coon y Merritt, 1970).

de la roea EIE; Y E son funci6n de:

(Bieniawski, 1984). _ RQD, orientaci6n y espaciado de las Exisle correlaci6n entre el cociente E,lEy la

di scontinuidades (Priest y Hudson, longilud de las ondas S.

E=jE, 1976). (j = espaciado media de Correlaci6n entre E y la frecuencia f de las

discol1tinu idades) _ Propiedades de las discontinuidades y su ondos S: E = 0,0541 - 9,2

(Kulhawy y Goodman, 1980) . rigidez. (Schneider, 1967; Bieniawski, 1984).

EJ

> E en rocas frac turadas.

E,,/E~ 13.

E = M6dulo de defonnaci6n ill situ del macizo rocoso. Er = M6dulo de deformaei6n de la matriz roeosa medido en laboratorio. Ed = M6dulo de defonnaei6n dimimico del macizo roeoso. V"jVI. = indiee de velocidad relativa (relaci6n entre la veloeidad de las ondas longitudinales medida en campo y en laboralorio). V" varfa con el tipo de roea, grado de meteorizaci6 n, intensidad de fracnlraci6n, estado de esfuerzos in situ y condic iones

hidrol6gieas.

Criterios empiricos para la estimacion del modulo de deformacion en macizos rocosos

Criterio Aplicaci6n

E = 2 RMR - 100 (GPo) _ Macizos rocosos de buena calidad, RMR > 50-55 . _ No tienen en cuenta los

(B ieniawski, 1978). _ No valido para maeizos de baja cali dad. datos de laboratori o.

E = 1O(RMR-l0)/40(GPa) _ Maeizos roeosos de ealidad media-baja, 10 < RMR < 50. - E no es flillei6n del valor de

(Serafim y Pereira, 1983). _ Espeeialmente valido para valores I < E < 10 OPa. CI,,; ni de Ei .

_ Para maeizos rocosos de ealidad baja-muy baja se obtienen va lores demasiado allos.

E = J(CI .j lOO) 10(GS[.lo/40) _ lnd ieado para macizos roeosos debiles 0 blandos, con ealidad - E es fllnci6n del valor de CIci'

" (ad en MPa; £ en OPa) baja-muy baja y matri z roeosa con ad < 100 MPa.

(Hoek, 1995).

E = M6du lo de deformaci6n empfrieo del macizo roeoso. E, = M6dulo de deformaei6n de laboratorio de la malriz ['oeosa. OSl = fndice geol6gieo de resisteneia (geological strellgth index). ad = Resistencia a eompresi6n simple de la roca intacta.

_ Correlaciones no su ficienlemente contrastadas hasla la aetualidad. _ Los eriterios aportan valores poco preeisos, can eanicter orienlalivo. _ Por 10 general sobrevaloran el valor del m6dulo de defonnaei6n del macizo roeoso. _ No eonsideran el caraeter anis6tropo que puede presentar el m6dulo de defonnaci6n in situ . _ Se reeomienda tomar un rango de valores para el maeizo roeoso entre 0,4£ y 1,6E.

Z04 INGEN IERiA GEOL6G1CA

90

80 ;;-0..

70 ~ lJ.J

~ 60

·S c 50 '0 'u ro

E 40 £ ID '0 ID 30 '0 0 'S

20 '0 '0 :!'

10

0 10

E = 2RMR - 100

+++ , 0 + ,.

0 ........ 0 _ .9 _00. 't)eJ -0 ~ <5

20 30 40 50

indice RMR

60

/

o +

70

I

I I

I

+ of 0

+ I ;l-

I /

+ Bieniawski, 1978 o Serafim y

Pereira, 1983

80 90 100

WI'ifF'''''' Correlacion entre el m6dulo de deformaci6n in situ y el indice RMR (Bieniawski, 1984).

Serafim y Pereira en base a observaciolles y back-allalysis del comportamiento de excavaciones subterralleas en macizos de mala cali dad, donde se ha observado la no validez de la e.xpresion citada al obtellerse valores de E supenares al valar de Ia roca intacla en laboratorio, E1ub • Esta nueva expresi6n cOllsidera el valor de la resistencia a compresion simple de la matri z roCOS? ~ susti tuye el panimetro RMR par el OSl, tndlCe que se obtiene a partir de las caracterfsticas del macizo rocoso:

!fio (GS! - 10) E ~ '!ci... 10 - ' -0-

100

donde (Jd esta en MPa y E en OPa. Su ap licaci61l es ta indicada para macizos

rocosos debiles a blandos, can calidad baja, en los que la matriz roc'osa presenta una resistencia a compresion simple inferior a 100 MPa. En macizos rocosos blandos las propiedades de la matriz rocosa influyel1 decisivamente en el proc~so deformaeiona l del maci zo, hecho que CO I1 -sJdera la expresion anterior. En la Figura 3. JOJ se Illuestra la reJacion entre los parametros ill c1 uidos en la eeuaci6n anterior.

80 uci (MPa) 100

70 •

60 • 75

• •

50 • 50 ;;- • 0.. • ~ 40 • 25 w

30 • .0 10

20 .. .. . -.. 10 '. or. 0

~ .. . -• ° 0 10 • 20 30 40 50 60 70 80 90 100

GSI

WI'iff'"'' Relacion entre el indice GS!. el m6dulo de defor~aci6n del macizo y la resistencia a com presion sImple de la matriz rocosa (Hoeky Brown. 1997). Los puntos corresponden a m6dulos in situ obtenidos por Serafim y Pereira (1983) Y Bieniawski (1978).

Permeabilidad y presi6n de agua

Con. respecto al comportam.iento hidrogeologico del maelZO roeoso, los para. metros mas impartantes a te-

J MECAN ICA DE ROCAS ZOS

ner en cuenta son la permeabilidad y la presi6n intersticial. Excepto en el caso de matriz rocosa permeable, el agua circula a favor de las di sconlinuidades, huecos, etc., y las presiones ejercidas pueden variar con cierta velocidad par la facilidad de circulacion del

agua en las juntas. La permeabilidad del macizo rocoso con matri z

rocosa de baja perllleahilidad esta controlada por la intensidad de fracturacion , la interconexion de las discontinuidades Y la permeabilidad de las mislllas. Su determinacion es comp\eja poria gran variabi lidad que presenta, incluso en zonas pro xi mas dentro del mismo macizo rocoso. La presencia de varias famili as de juntas, de discontinuidades singu\ares como las falIas, las zonas metearizadas, alteradas, tectonizadas, etc., suponen zonas de an isotropia en la permeabili

dad del macizo. La penneabilidad de los macizos se evalUa in sifll

mediante ensayos de permeabilidad (descritos en el Apartado 6.5 del Capitulo 6), siendo el ensayo Lugeon el mas caracterfstico. En el Cuadro 6.10 del Capitulo 6 se presenta una clasificacion de los macizos rocosOS en fun cion de los resultados obtenidos en este

ensayo. Existe una serie de expresiones emplricas que per-

miten estimar Ia permeabilidad de macizos rocosos fracturados en casos simples. La permeabilidad de un sistema de di scontinuidades depende de su abertura, rell eno y espaciado (Figura 3.90). Como se indi c6 en el Apartado 3.5 el coeficiente de penneabilidad de una familia de discontinuidades planas y limpias, suponiendo un fllljo laminar, puede estimarse a partir de

la expresion emp(rica:

k = ga3 / 121/1J

don de g es la aceleracion de la gravedad, a es la abertura de las di scontinuidades, 11 es el coefi ciente de viscosidad cinematica (0,0101 cm2/s para agua pura a 20° C) Y b es el espaciado entre las discontinuidades.

E1 valor de k representa el maximo que puede presen tar un Illacizo rocoso con matriz de baja permeabilidad afectado par una famiLia de juntas (la permeabiUdad de la matriz rocosa se desprecia al ser muy pequena en comparacion con Ia de los pianos abiertos).

Si las discontinuidades aparecen rellenas, el coeficiente de permeabilidad sera menor, Y la permeabihdad de la matri z rocosa puede tener influencia en la penneabi lidad global del macizo; en este caso la permeabilidad del macizo viene dada por:

k = (a/b)k,. + k;

siendo kr el coeficiente de permeabilidad del material de reHeno y k; el de la malriz mcosa.

En caso de matriz rocosa permeable, el valar de k


puede obtenerse en ensayos de labaratorio 0 de tablas

bibliognificas (Cuadra 3.3). Suponiendo un macizo rocoso con tres familias de

discontinuidades ortogonales, con igual espaciado y abertura, la permeabilidad viene dada POI':

k = (2a'y,./ 12I'b) + k;

doncle YII' es el peso especffico del agua Y tl es el coeficiente de viscosidad dinamica del agua (0,01005 g s - 1 cm - 1 a 20°).

EI modelo de flujo y drenaje de un macizo rocoso fracturado esta condicionado par la orientaci6n de las diferentes famitias y por sus penneabi lidades. Un macizo rocoSO con dos 0 mas fami li as de discontinuidades presenta permeabilidad anis6tropa; por 10 general , a efectos pnkticos, se sllele tomar el mayar valor de k de los conespondientes a cada familia.

La presion de agua en el interior del macizo rocoso es independiente de la permeabilidad, pero depende del modelo de tlujo. La anisotropfa en la distribuci6n de la penneabi lidad es de gran impartancia para

evaluar las presiones de agua. Siempre que exista agua en el in terior del macizo

rocoso, en la matriz racosa 0 en las diseontinllidades, la evaIuacion de la resistencia debe realizarse en terminos de tensiones efectivas, res tando In presion de agua al esfuerzo total narmal actuante. No obstante deben considerarse los sigllientes aspectos:

En la practica, el principio de la tensi6n efectiva no se aplica a la matriz rocosa impermeable o de elevada resistencia. En macizos rocosos fracturados y con matriz racosa impermeable 0 de e1evada resistencia, Ia presi6n intersticial aetda sobre las discontinuidades, zonas de alteracion 0 zonas de debilidad. En macizos rocosOS intensamente fracturados, mIn con matri z rocosa impermeable, el agua juega un papel importante en la reducci6n de la resistencia, al as imil arse su compartamiento a un media isotropo granular. EI papel de la presi6n de agua tambien debe ser considerado en macizos rocosos altamente meteorizados 0 formados por matriz rocosa blanda; no obstante, en estos casos, la resistencia puede Uegar a ser tan baja que el papel de In presion de agua en Sll evaillaci6n puede ser se

cundario.

La medida de presiones se realiza par metodos di rectos como los piezometros (descritos en el Apartado 6.6 del Capitulo 6) 0 indireclos, a partir de la red de fluj o del macizo rocOSO 0 a partir de la medida del ni vel frealico . En el Apartado 2.3 del Capitulo 2 se describe el proceso para la construccion de la red y la

estimacion de las presiones intersticiales; en el Recuadra 9.1 del Capitulo 9 se muestra un ejemplo de red de tlujo para Ull talud. Si no se dispone de datos para el dibujo de la red de tlujo, la presion puede eSli marse asimilandola al peso de la columna de agua sobre el punto de interes (en caso de acuffero libre):

l/ = yj"J

. EI interes de evaluar la presion de agua estriba princlpalmente en Sll aplicacion al ca1culo de los esfuerzos que actuan sobre los macizos rocosos. El incremento de la presion de agua puede dar lugar por sf mismo a la rotura a favor de un plano de di scontinuidad.

Efecto escaJa

La determinacion de las propiedades de la matri z meosa, de las discolltinuidades y del macizo rocoso siempre lIeva consigo un cielto grado de incel1idumbre debido a la variabilidad de las mi smas. Las propiedades fisicas de las rocas dependen generalmente de los puntos ensayados (heterogeneidad), de la direccion considerada para su determinaci6n (anisotropfa), y del volumen illvolucrado en el ensayo (efecto escala).

EI efecto escala es la consecllencia mas impartante del caracter heterogeneo y discontinuo de los macizos rocosos. La extrapol ac ion de los resultados de los ell sayos a la escala de macizo s610 puede considerarse vahda. si el volumen de la muestra ensayada es representatlvo del cOlljunto. En la Figura 3. 102 se representa el efecto escala en los macizos rocosos, iIustrando la variacion de las muestras con el aumellto de su tamano, illvolucrando sucesivamente a la matriz rocosa, a la matriz y una dnica discontinuidad , varias famitias de discontinu.idades y al macizo rocoso en su conjllnto. Muestras procedentes del mi smo macizo ro-

Volumen de raea en say ado

Maeizo

WiiifF'utJ Representacion del efecto escala (Cunha. 1990).

coso, sometidas a cargas bajo las mismas condiciones, presentan propiedades variables en funci6n del tamano. A ni vel de ensayo de laboratorio, el efecto escala se evidencia cuando al ensayar l11uestras del mi smo rnacizo y de diferente tamano se obti enen resultados variables y dispersos (Figura 3. 103). Segun la [SRM existe efecto escala cuando conjuntos de muestras del mi smo uni verse con diferentes taman os muestran distribucion~s estadfsticas con diferentes para metros para una I11lsma propiedad.

Sobre la base de datos experi mentales, se ha observado que a partir de lin determinado volumell de la I~uestra los resultados de los ensayos son independlent.es del tamaiio. Este volumen, el mas pequeno conslderado representati vo del comportamiento del mac izQ rocoso para una determinada propiedad, es el

VER

Tamafio

Las propiedades de las rocas varian segun el volumen considerado. Por 10 general. la dispersion de los valores medidos disminuye al aumentar el tamafio.


Uamado «volumen elemental representativo» (Figura 3. 103). EI VER puede vruiar significativamente segun la propiedad considerada, y de un macizo roc~s.o a otro. Para algunas propiedades como la deform abilldad este volumen puede ser muy grande, mas alia del que razonablemente se puede ensayar en laboratorio. En general , no es posible establecer este volumen, y si se consigue casi siempre es demasiado grande para lIevar a cabo los ensayos.

El VER suele ser mayor que los volurnenes de mea que se ensayan habitual mente. En la mayorfa de los casos solo es posible hacer unos pocos ensayos a gran escala para la caracterizacion del macizo rocoso, y a veces ninguno. Por 10 general hay que extrapolar al macizo los resultados obtenidos con ensayos a pequefia escrua, de laboratorio 0 in. situ. Tambien, en 10 referente a la aplicacion de los diferentes criterios de rotma empfricos, debe considerarse el efecto escala, sobre todo en aqueUos obten idos principalmente a partir de ensayos de laboratorio.

Los datos experimentales lTIuestran que para muelms de las propiedades del macizo rocoso, entre ellas la defonnabilidad Y la resistencia, el aurnento del tamafio de la lTIuestra disminuye la dispersion de los resultados de los ensayos, aunque el valor medio en ciertos casos no vad e. Asf pues, cuanto menor sea el tamafio de las muestras, seran necesarios mas ensayos para obtener 1a misma fiabil idad en el valor medio es

timado. Debido a su complejidad, el efecto escala no esta

suficientemente estudiado, pero cabe esperar que los factores de segmidad util izados hasta ahora en las distintas aplicaciones de la ingenierfa geologica if.i.n siendo reemplazados gradualmente por un conOClmiento cualitativo y cuantitativo acerca de Ia influencia ejercida por el tamano de muestra sobre los resultados de los ensayos. EI establecimiento de esta relacion pennitinl una se leccion de los parametros geotecni cos de diseno con mayor base c ienlffi ca

(Cunha, 1990). EI efecto escala afecta a la medida de propiedades

como la resistencia, deformabi lidad, permeabi lidad y estado de esfuerzos natural de los macizos rocosos, asf como a la medida de 1a resistencia y deformabi lidad de la malriz rocosa y de las discontinuidades .

• MATRI Z ROCQSA

En la matriz mcosa, el efecto escala se debe a la heterogeneidad y variabilidad mineralogica y estructural. La resistencia a la com presion decrece al allmentar el tamafio de las muestras, como se refleja en los ejemplos de las Figuras 3. 104 y 3. 105. Hoek y BroW~' , ( 1980) Y Barton ( 1990) proponen la Slglllente relaclon

Z08 INGENIERiA GEOLOG ICA

r0-150

lL 100 e. 70 '" c. 50 E .~

c 30 ·0 .~

20 ~ Q. 15 E 0 u 10 '" '" 7 ·u c 5 .ffi .~

3 '" '"

"'----Mineral de hierro Johns (1996)

Diorita Pratt et a/ (1972)

Carbon Bieniawski (196?)

20 0,5 1,0 1,5 2.0 2.5 3,0

E E 0

"' ~ II

"''' '" c E 8 ~ ~

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1.3

1.2

1.1 • • •

1,0

0,9

0,8

0,70

Longitud de la muestra (m)

Variaci6n de la resisteneia can el tamano de la muestra para varios tipos de roea (Bieniawski,

1984).

(a, I a,50) = (50 I d)O.18

~ . • •

• •

d

50 100 150 200 250

Diametro de la muestra (mm)

Variaci6n de la resisteneia a eompresi6n simple can el tamaflo de la muestra para diferentes tipas de rocas. Los vaJores de resisteneia. ~e han referido a una muestra de 50 mm de dlametro para eliminar las infl uencias en las variaeiones de las caracteristieas del ensayo (Hoek y Brown,

1980).

entre la resistencia a compresion simple de una muestm de diametro d y la correspondiente a una muestra

de diametro de 50 mm , valida para valores de d entre 10 y 200 mm:

donde A vale 0,18 a 2 segun cada autor. Con respecto a la deformabilidad, el m6dulo de

deformacion medio es independ iente del tamano, pero las desviaciones en los resultados disminuyell con el aumento del volumen de las muestras.

• OISCONTINUIDADES

EI efecto esc ala referido al comportamiento mecanico de las discontinuidades ha sido expuesto en parte en el Apartado 3.5 . Depende principalmente de la rugosidad de los pianos y del area considerada en el ensayo. En los ensayos de Iaboratorio solo esta representada la rugosidad a pequena escaia, mientras que en los ell sayos in situ se puede considerar la ondulacion 0 l'U

gosidad a mayor escala. Esta variacion del area es la principal responsable del efecto escala en 1a estimacion de la resistencia al corte de pianos rugosos, al illnuir, entre otras aspectos, en la concentracion de esfuerzo efecti vo en los contac tos de las paredes de las juntas durante la cizaUa. A pesal' de existir en la bibliografia opiniones contrapuestas, Balldis ef at. (1983) Y Cunha (1990) establecen las sigu ientes conciusiones con respecto a la influencia de la escala en la evaluacio n del comportamjento mecall ico de discontinuidades rugosas. AI allmentar el tamano del area ensayada:

La resistencia al corte, !, disminuye. La curva esfuerzo-desplazam iento tangencial varia de fnlg il a ductil. EI desplazamiento tangencial de pica aumenta. La rigidez l'eferida a los desplazamientos tangenciales, ks' disminuye. La dispel'si6n de los valores de ! y ks di sminuye.

La Figura 3. 106 representa estos efectos, donde se pone claramente de manifies to la disminucioll de la resistencia al alimental' eI' area de ensayo y la variacion de la forma de las curvas.

EI efecto esc ala sobre la resistencia al corte es mayor cuanto mayor es la rugosidad, y dismi11uye al aumentar la escala de ensayo. Si los esfuerzos 110rmales sobre la di scontinuidad son elevados, 110 teniendo lugar dil atancia durante el proceso de corte, la influencia de la escala puede llegar a ser nula. La Figura 3.107 representa la influellcia del esfuerzo normal efectivo sobre la resistencia al corte de discontinuidades en ensayos de laboratorio e in situ en diferentes

60mm ,

1600 ~

, 1.400 \120 mm

1.200

~ u

~ 1.000

\180 mm

\360 mm ~ c

" ~ 800 ~60mm-.180mm

ID

" "-

600

400

200

,

&---eJ

2 4 6 8 mm

Desplazamiento langencial

W!I!fF'ulj Influencia del tamafio de las muestras en el comportamiento esfuerzo-deformacional de las discontinuidades (Bandis, 1980; en Cunha, 1990) .

tamaiios de ml1estras. Para ensayos de laboratorio con bajos esfuerzos normales, el tamafio de las mllestras influye defin iti vamente, obteniendose una elevada dispersi6n en los resultados, mientras que esta es COI1-siderablemente menor para los ensayos ill. situ sobre areas mayores; para altas tellslones normales, la dispersion de los datos de labora torio e ill silU 11 0 es tan signi fi cativa, debido a que se anulan los efectos de la rugosidad en la resistencia al corte de las juntas. En todos los casos, la di spersion de los valores de !, y por tanto de k,\., aumenta al incrementarse el valor del esfuerzo ~normal sobre las discontinuidades.

• MACIZO ROCOSO

Conforme se considera un mayor volulllen de macizo rocoso, se pennite a las discolltinuidades jugar un papel mas importante en Sl1 resistellcia y deforlllabilidad, aspecto refJ ejado en la Figura 3. 102. EI VER del macizo sera fUllc.i6n del espaciado de las juntas, con dimensiones varias veces superiores a este.

La resistencia a com presion, al iguaJ que oCllrre COil otras propiedades dellllac.izo, se reduce con el incremento del tamafio de la l11uestra, tendencia simil ar a la de la matri z rocosa y a la de las di sconlinu idades

J MECANICA DE ROCAS Z09

r (MPa) 0, r (x 10' MPa)

= 10mm

9 -1~lr

8 I- 100 - I a LAB

7 1.000 mm

6

2 3 4

a) 0; (MPa)

I I I

4 6 7

b)

9

8

7

6

4

3

2

0 3

100 200 300 400 500 600

0; (MPa)

IWil,!~i!ZfIF~'D!D.t~ .. Representacion de la influencia de la magnitud de la t ensi6n normal en la resistencia al corte de discon· tinuidades. a) Ensayos de resistencia al corte en laboratorio e in situ en muest ras de 100 a 1,000 mm de. longitud. b) Ensayos triaxiales en probetas de 10 mm de diametro (Barton , 1990).

individuales, de las que depende la resistencia del macizo. No obstan te, los diferentes 1110delos de rotura pueden l110dificar e l cOl11portal11iento del macizo rocoso, no perlllitienda es tablecer, par e l momento, un criteria general.

Dada la practica imposibilidad de determinar la resistencia del macizo rocoso en ensayos ;,/ situ , freclIentemente se aplican crite rios de rotura que deben ser interpretados teniendo en cuenta la escala de apli cacion . As!, e l criteria de rotura de Hoek y Brown can sid era en parte este efecto al incorporar las constantes 111 y s del macizo roeoso, que dependen del grado de fracturacion y de las caracterfsticas del l11ac izo.

Respecto a la deformabilidad, los estudios teori cos y experimentales coinciden en la independencia entre los valores medias del modulo de deformacion y el tamano de In mllestra ensayada para una misma intensidad de fracturaei6n 0 frecuencia de juntas del mac izo I'ocoso. Sin embargo, la dispersion de los resultados dismjnuye can el uumento del volumen ell sayado, al igual que ocune para la malriz rocosa.

La deformabjlidad depende del grado de fracturacion y de las propiedades deform acionales de las discontinuidades y de la matriz rocosa. A l alimental' la intensidad de fracturacion aumenta In defonnabi lidad del macizo, debido a la influencia de un numero ere-

210 INGENIERiA GEo1.6GICA

ciente de discontilluidades. En la Figura 3. 108 se presentan los resultados de ensayos biaxiales llevados a cabo en muestras can diferente intensidad de fracturacion y tamano de bloque. Las ClJ]'vas esfuerzo-deformaci6n obtenidas muestran una d ismjnllcion del valor del modulo de Young, E. al reducirse el tamano de los bloques y, en contra de 10 que cabrfa esperar, un UlIl11ento de In resistencia, fenomeno explicable poria var iaci6 n del mecanjsmo de rotura de traslaciona l a rotacional. Can respecto a la inlluencia del taman a de la Illues tra ell say ada, en la Figura 3. 109 se presentan los valores del modulo de e lasti ciclad obtenidos en ensay os de laborator io e ill s;111 (di latometros y gato piano a gran escala). Al liempo que allmenta e l vol limen ensayado, y pOI' tanto se considera mayor ntunero de d iscontilluidades, la di spersi6n de los resultados y el valor medio de E di sminuyen.

No obstante, tambi e- I] debe considerarse la intluencia del tipo de ensayo realizado (Cunha, 1990, y 10Eis y Rechitski , 1993; en Serrano, 1997). EI m6dulo de deformaci6n medido can di latometro para volumenes de 10, 20 y 30 111 ' no varfa, y la dispersi6 n de los datos se reduce al allmentar de tamano. Los resultados de ensayos de placa de carga llluestral1 una variacion del modu lo de defonnacion segun el tamafio del ensayo sobre diferentes tipos de roea, no existi endo tina

70

60

& ~ 50

<l" ~ 40 c c '0 .~ 30

~

20

10

o

10 0

8 0

60

40

20

o

Ensayo biaxial ° 1

IE - 18.460 MPa I I E - 7.500 MPa

rJ1fIJ

10

0,

250 bloques

°1

250 4.000 bloques bloques

°1

r§J!}t 0,

0,25 0,5 0,75 0 0,25 0,5 0,75

Deformacion axial , £ 1, y transversal, £ 2 (%) 4.000 bloques

Efecto del tamafio de bloque sobre Ja resistencia al corte del macizo rocoso (modifjcado de Barton, 1990).

Ensayos labor torio

-4 10 3

Dilatometro

-...... ~

10 '

"-~

10-1

Volumen (m3)

Gato plano gran escaJa

-

10 100

Variaci6n .de la deform~?ilidad deJ macizo rocoso en funcion de Ja escala considerada: la curva tlende a establllzarse para voJumenes cercanos aJ VER (Cunha y Muralha, 1990).


Ensayos de laboratorio

DUat6metro Ensayos

triaxiales a gran escala

Ensayos de placa de carga y gato plano

Gato plano radial

~ 102

Calculos analiticos y numericos basados en ensayos en matriz y discontinuidades.

Ensayos de velocidad s6nlca.

o "C ro 'u ~ 103 Correlaciones con indices de ca lidad: ROD, RMR.

Analisis a posteriori . w

UJ

Metodos para estimacion de la deformabilidad del m acizo segun el espaciado de las

discontinuidades (modificado de Natau. 1990).

ley uilica para el efecto escala; en unos caSOS el modulo de defonnacio n di sminuye y e ll otros aumellta con el incremento de l area de carga. En la Figura 3. 110 se presentan los diferentes procedimientos para estimar la deformabilidad en fUllc ion del espac iado de

las juntas en el macizo rocoso. at ro aspecto discutido en la bibLiograffa es e l efec

to teorico contradietorio al au mental' e l tamafio y In profundidad de Ia mueslra ensayada: pOl' un lado, e l modulo de deformacion se reduce, al inclui.r mas discontinuidades, Y por otro lado deberfa aumentar, OI l afectar la zona ensayada a zonas mas profundas donde la roca esta mas sana (Serrano, 1997). En macizos roeosos sanos a gran profundidad , con juntas muy espaciadas y cerradas, la matriz roeosa y el macizo presentarfa n la mj smH deformabi lidad, independiente

mente de la eseala considerada. Con respecto a la extrapolacion de los datos de de

fo rmabili dad obtenidos en laboratorio a escala de macizo roeoso existen lIna serie de correlac iones (descri tas anteriof1nente) pero en cualquier caso deben ser consideradas sus limitaciones Y las caracte rfsticas propias del macizo rocoso de que se trate. Por 10 general es tas correiaciones son aplicables a macizos ro

cosos resistentes. En te rminos genera les puede establecerse que para

reclucir ei efecto escala y obtener resultados representati vos es necesario reali zar un numero importante de ensayos a pequeoa escala 0 un nllmero men or de ensayos que afecten a mayores volumenes, prox imos al VER; esto ultimo es diffc il dado que para la dcforInabilidad, como para la mayorfa de las propiedades de los macizos rocosos, serfa neeesario ell sayar volUmenes de varios metros Cllbicos.

ZlZ INGEN IERiA GEOLOGI CA

EI efec to escala en la medida del estado de tensio~ ues del l11 <1c izo roeoso (A partado 3 .7) es diffe il de evaluar por la escasez de experimentos y resultados representativos a nivel general (las medidas se yen frec lientemente afeetadas por efee tos locales), y pOI' las importantes diferencias entre los metodos empleados. Por otro lado, exceptuando los estados de esfuerZOS ani sotropos presentes en los macizos rocosos, asociadas a diferentes efectos eslructurales, tec tonicos 0

lopogrfificos, quiza sea el factor COil menor incidencia del efecto escala, es tanclo la magni tud de los esfu erZOS condicionada fundamenta l mente por la profundi dad. Segllll Martin el (II. ( 1990), en base a un programa de ensayos en granitos realizados por la «Atomic E nergy o f Canada Limited» para es tudiar e l efeeto escala en la determinaci6 n de los esfuerzos ill silll" no hay evidencias signjf icativas de la influencia del volumen aun variando este en cinco ordenes de mugni tud. Algunos autores proponen una Icy general segll\l la e llal la magnitud de los esfuerzos disminuye al all men tar el volumen del ambito eonsiderado (Figu

ra 3 .111 ). En la pnk tica, deben tenerse en c llenta las diferen-

tes tecn.icas de ensayo segl\ll e l voJumen involucrado, que van desde los llle todos de sobreperforacion en sondeos a medidas en pozos 0 galerfas de varios metros de dia llletro. Los metodos que engloban mayores VOllll11eneS, como la hidrofracturacio n 0 la med ida de convergencias en excavaciones subterraneas, son los mas representativos. COil respecto al primero de estos, In Figura 3. 11 2 \l1uestra lin ejcmplo sobre el efecto escala en los resul tados obtenidos en funcion del dia llle

tro de los sondeos.

Escala de grano

o

I\.

>

Probeta (A)

Pequeno

Local

Eslrato Macizo Escata fracturado de plut6n

ffi m • Sandeo

(8)

Jife~lveles de lenslones residuales

Estructura de ingenierla

(C) '-

Regional

Tamar'io del dominio

Tect6nico

Continental

Grande

WiIlEF"" Relaciones entre la magnit ud de las t ensiones y la escala del am bito considerado (Hudson y Harrison. 2000) .

;;;-a. ~ ro .~ "S ·ro -c E c '0 'u ~ .g ,g w

"C C '0 'w ~ a.

14

12-

10

8

6

4

2

0 0

•

~ - i •

: + Granito

• " t = 8,5 MPa

• • ° 3 =°2= 0 + •

i . Caliza • Resultados experimentales ~o, = 3MPa

+Valor te6rico 0 3 = 02 = 0

10 20 30 40

Diametro qel sondeo (mm)

Variaci6n de la presi6n de f ract ura hidraulica segun el volumen de ensayo para dos macizos roco-50S (modificado de Haimson, 1990).

La permeabilidad de los macizos rocosos esta condicionada por el numero de d iscontinuidades, Sll

aberhlra y su in tereonexi6n. Su determinacio n mediante ensayos ill sitll en sondeos s610 es valida si la perforaci6n atraviesa un numero representativo de

discontinuidades, dejando entonees de teller infl uencia e l volumen de ensayo considerado. La medida de Ia p~rmeabilidad en volUmenes pequefi os puede dar una Idea total mente erronea del valor real del macizo y, dependie lldo de la zona afectada, los resultados plieden ser muy variables (Figura 3 .11 3); si se extrapolan _los resul tados de permeabilidad de ensayos a peq l~el1 a escala para predecir el flujo de agua en el maClZO roeaso, los val ores obtenidos exceden a los reaies, a veces en uno 0 mas 6rdenes de magni tud.

\,_ 11 Valor extrema "0 -',/V · ~ ---, is ro

~ ~

VER

Media discontinuo Media poroso

No homogeneo

Homogemeo

Volumen

WiiiEE"'! Representacion del efecto escala en la m edida de la permeabilidad de macizos rocosos (Bear, 1972: en Hudson y Harrison. 2000).

~ MECAN ICA DE ROCAS Z1 3

EI VER es, par 10 tanto, un concepto fundamental en I. determinaci6n de la permeabilidad y el BUjo de los macizos roeDSDS. En ocasiones, las limitaciones de los ensayos en sondeos pueden sliperarse mediante la

J,1 Las tensiones naturales

Origen y tipos de tensiones

Los materiales geo16gicos se encuentran sO I11et~dos. a tensiones naturales como consecuencia de Sll hlstona geol6gica. Las tensiones en el interior de un m~ci zo roeDsa estan producidas por las fuerzas extenores aplicadas y par el peso del propio material. EI estado o sistema de esfuerzos resultante suele ser bastante complejo. El canicter heterogeneo, discontin,lIo Y anisatrapo de los macizos rocosoS hace, aden:as, que el estado de esfuerzos pueda variaI' de forma Importante entre zonas proximas. EI estado de esfuerzos en un punto queda definido pOl' el tensor de esfuerzos, como

se ha explicado en el Apartado 3.3. .. Los esfl.lerzos tectonicos son la causa pnnclpal de

las tensiones almacenadas en las rocas y que pueden liberarse de muy distintas farmas, desde ten·emotos Y desplazamientos en faHas hasta explo ~iones de roc~, fracturas y deformaciones en excavaClones subterraneas. Su conocimiento es fundamental en campos tan diversos como la explotacion y produccion de petroleo, gas 0 energfa geoten1l.ica, la lll inerfa y. las obras subterni neas, 0 los estudios de riesgo SismiCa y predicci6n de terremotos. Las obras de ingenierfa intlllyen sobre el estado de tensiones /n .situ .aportando nuevas fuerzas 0 modificando la dlstnbuclon de las existentes. Las principales aplicaciones del estudio de las tensiones naturales en ingenieria geologica son los tuneles y las obms subterraneas en general, donde I.a estabi lidad de las excavaciones depende de la magllltud y orientacion de las tensiones, siendo fundamenta l el conocimiento del estado tensional if'/. sift/.

La corteza terrestre esta sometida a distintos tipos de tensiones 0 esfuerzos cuyos efectos se manifiestan en los rnovim ientos de las placas tectonicas, en las deformaciones de las rocas 0 en la liberacion brusca de energla en forma de terremotos, entre oU·os. EI estado

Z14 INGEN IERiA GEOLOG ICA

realizaci6n de excavaciones 0 gaierias en los macizos roeosas, dan de los f1ujos se miden directamente. ~I coste de estas abras, no obstante, las limita a detenlll

nados proyectos de ingenieria.

tensional en la corteza obedece a distintas causas,

siendo las principales:

_ Tensiones de origen tect6nico. _ Tensiones gravitacionales. _ Tensiones de origen no renovable.

Las tensiones de origen tect6nico son las responsables del movimiento de las placas iitosfericas y constituyen Ia Fuente principal de los esfuerzos p.resentes e~ las rocas. A traves del conocimiento geologico es POS1-

ble determinar las zonas cort icales sometidas a esfuerzos. mediante diversos metodos de anatisis estmctural se ;uede Ilegar a estimar tanto la or~ entacion de los esfuerzos como Ia magnitud de los mlsmos.

Las tensiones gravitacionales 0 litostaticas se producen como consecuencia del peso de los materiales geol6gicos. Si en un punto no actlla otre ti.po de esfuerzos el estado tensional es el con espondlente a las fuerzas ' gravitacionales que ejercen l ~s materia~ es suprayacentes Y confinantes, y las tensl.ones 0 estuerzos principales son la vertical y la hOrizontal: a l = ~v' a = a = a La tensi6n vertical en un punto deblda

2 3 Ir · . . a Ia carga de materiales suprayacentes vlene dada pOi "v = pgz, siendo p la densidad del material ,g la fuerza de la graved ad (9,8 m/s' ) y z la profund ldad 0 espesor de materiales. Su magnitud es d~l orden de 0,027 MPa/metro ( I MPa '" 40 metros) (FIgura 3. 114).

Esta tensi6n compresiva vertical origlOa estuer.zos laterales horizon tales al tender las mcas a expandlrse en d irecciones transversales con respecto a las cargas

verticales. En cuerpos elasticos la expansi6n transversal puede expresarse pOl' e l coeficiente de poisson v,

segun : v = EJe,

4Ir • •• .;:\ . IJliC ..r. •

5001- ••• ~ ...

• .,. ~.Io.

'·1 • , .'

0 . • . '. • _1.000

.s • • ••• •• ../ 0v = 0,027 z •• ¥

• • 0 • 0

'" ~1.5001-0

'" c

~ a.

2.000 I-

2.500 I-

• Australia ... Eslados Unidos ... Canada o Escandinavia • Africa del Sur o Olras regiones

• •

0

• o n

•

0 0

0

• , 3.0000~--;1 0!:--::;'20;O-- 3='0:--4:':0c----:5='=0----:6='=0---..J70

Tensi6n vertical 0v (MPa)

WI"E6"I' Variaci6n de la tensi6n vertical con la profundidad (Hoek y Brown, 1980).

siendo £/ la deformacion transversal y e{ la deformaci6n longitudinal. Si la roca no es libre de expandirse transversal mente (e, = 0) se crea un esfuerzo transversal cuyo valor es:

alrunsvers~ 1 = al-l = (v/ l - v)av

Considerando un valor medio del coefi ciente de Poisson v = 0,25 (los valores mas frecuentes se encuentran entre 0,15 y 0,35), la relaci611 K = a !-I/fY" vale aprox imadamente un terc ia:

al-l = Q,33av 6 K ", 1/3

Si las rocas no tienen un comportamiento eh\stico y se Uega a producir creep 0 deformacion p lastica, el material no pllede soportar esflle rzos cortantes a 10 largo de tiempos geologicos, y la componente hori zontal se igualara al cabo del tiempo a la vertical , produciendose un campo'de tensiones hidrostatico en donde afl = a" y K = I . Esta sitllac i6 n se da a grandes profundidades.

Las variaciones laterales de densidad en los materiales plieden moclificar la distribucion de las cargas gravitacionales en la corteza. Ell zonas superficiales las tensiones tam bien plleclen verse modificadas pOl' efectos topografi cos: las diferencias de elevaci6n topogn:ifica dan lugar a una distribucion no ulliforme de las fllerzas. Los procesos de erosi6n liberan de cargas a los materiales infrayacentes, generando tensiones de

Disyunci6n columnar en basaltos. Causeway. Irlanda (foto L. G. de VaHejo).

decompresi6n que pueden !legar a romper la roca, como es el caso de las fracturas horizontales en las rocas {gneas, 0 las fracturas sllbvert icales paralelas a las laderas de los va lles creados por erosi6n.

Las tensiones de origen no renovable pueden ser generadas por efectos termicos sobre los materiales rocosos, pOl' f lexiones 0 abombamientos en la corteza o como consecuencia de cam bios en el radio de curva tura de una placa tect6nica, plldiendo dar lugar en teorfa a grandes esfuerzos en la corteza, aunque debido a qll~ no son renovables se disipan en procesos ti po creep 0 de rotma fragil dentro de periodos geol6-g icos relati vamente COJ-tos.

El mecanisme que produce las tensiones termicas es la expansion 0 contracci6n que sufre lIna roca hoIllogenea cllando se calienta 0 e ll frfa lelltamente. La relac io n entre la deformaci6n e y el cambio de temperatura /).1 es:

C = (J.!'J.t

siendo C( el coeficiente de expansi6n tenruca. Si la roca no puede expandirse ° contraerse Iibremente se generanill tens iones. Uno de los efectos de este mecan.i smo sabre los macizos rocosos es la aparicion de fracturas y de zonas con estadas de esfllerzos aniso-


tropos en diques, lavas 0 materiales inyectados entre olros de diferentes propiedades tennicas (Figura 3.11 5). A nivel de los cristales a partfculas minerales de la roca se pueden general' tam bien tensiones si estos tienen constantes elasticas 0 coeficientes termicos dife-

rentes. Las grandes flexiones 0 abombamientos en la cor

teza, consecuencia de la descompensaci6n de cargas en las zonas de subducci6n, tambien generan tensiones de origen no renovable. Las tensiones llamadas de membrana se originan por el cambio en el radio de curvatura de una placa al desplazarse a 10 largo de la superficie de la tierra, que no es esferica.

Como resumen, las tensiones mas importantes en la corteza son las de origen tectonico, consecuencia de las fuerzas que operan en las placas litosfericas y responsables de los mecanismos de subducci6n y colisi6n a 10 largo de las fall as transformantes. La actuaci6n de estas fuerzas produce en la litosfera tensiones del orden de 25 MPa, que, aunque relativamente bajas, debido a las propiedades viscoelasticas de la litosfera sufren un efecto amplificador al actuar cons tantemente a 10 largo de periodos de tiempo muy largos (millones de alios). Este efecto hace que se supere la resistencia de las rocas ocasionando las deformaciones tect6nkas. Las tensiones no renovables tienen escasa incidencia al actuar en periodos geol6gicos cor

tos y disiparse n\pidamente. Las tensiones residuales son las que pennanecen

almacenadas 0 acumuladas en las rocas aun cuando han dejado de actuar sobre ellas fuerzas extern as como las tect6nicas. Entre las tensiones residuales estan las generadas a nivel intercristalino por efecto de las diferentes propiedades termicas a elasticas de los cris-

tales. Las tensiones inducidas son las que se generan co-

mo consecuencia de la modificaci6n 0 redistribuci6n del estado de esfuerzos natural, por ejemplo al realizar la excavaci6n de un talud 0 de un tunel. Este aspecto es de gran importancia en el disefio y construc

ci6n de obras subterraneas.

Factores geol6gicos y morfol6gicos

influyentes en el estado tensional

Las condiciones geol6gicas y morfol6gicas en una zona pueden modificar los campos tensionales gravitacion ales regionales y la direcci6n y magni tud de las tensiones, originando anisotropfas tensionales, 0 estados de esfuerzos anis6tropos, principal mente debidos

a los siguientes factores:

Z16 INGEN IERIA GEOL6G1CA

Presencia de fail as, pliegues, diques y otras an1-

sotropfas estructurales. Procesos diversos de carga 0 descarga de matedales: erosi6n, sedimentaci6n, procesos glacia

res, etc. Valles profundos y zonas de relieve accidentado. Procesos volcanicos.

Determinadas estructuras geol6gicas indican la direcci6n de los esfuerzos y pueden, pOl' tanto, sefialar posibles campos tensionales anis6tropos, ademas de permHir orientar el tensor de esfuerzos a partir de observaciones geol6gicas de campo (Figura 3. 116). Par ejernplo, los diques suelen orientarse perpendicularmente al esfuerzo principal menor a 3 y las alineaciones de volcanes pueden indicar la direcci6n de (]3'

EI valor para la tensi6n grav itacional vertical "v = 0,027 MPa/metro es valida para zonas can topograffa Ilana a poco accidentada, donde tanto en superficie como en profundidad las direcciones de las tensiones 0 esfuerzos principales son la vertical y la horizontaL Sin embargo, esta generalizaci6n no se cumple en una serie de circunstancias. En terrenos montanosos con valles y laderas 1a direcci6n y magnitud de las tensiones cerca de la superficie queda determinada por la morfologfa: una de las tensiones principales tiene direcci6n normal a la ladera y vale cero, mientras que las otras dos tensiones principales estan contenidas en el plano de la ladera (Figura

3.117). En valles profundos de zonas montafiosas este efec

to topognifico es muy acusado, dandose anisotropias tensionales par la elevada magnitud de las tensiones que se concentran en las laderas (Figura 3. l1 8). Los casas mas habituales donde se han medido tensiones importantes por estas causas corresponden a:

Laderas de valles con profundidades mayares de 500 m y pendientes superiores a 25". Laderas de valles en rocas blandas con profundidades superiores a los 300 m.

En los casos en que av = at Y (fH = 0"3' la magnHud de las tensiones y la relaci6n entre elias puede verse igualmente afectada par factores geol6gicos . Como se ha explicado anteriormente, en materiales elasticos K = 1/3, Y para profundidades importantes se dan condiciones hidrostat icas donde K = I ; pero esta relacion no es valida en el rango de profundidades en donde tiene lugar la mayoria de las obms de ingenjerfa, menos de 500 m, donde el valor de K puede ser

mayor de I (Figura 3.119). Aunque la causa principal de que no se cumplan las

condiciones eiasticas e hidrostaticas sea las tensiones tect6nicas, los efectos de la erosion, tambien

Falla normal

Falla normal

Dique en rocas volcan icas (Lanzarote).

-

!

Falla inversa

'*"'".

Pliegue

Falla inversa

Falla en direcci6n

Pliegue en flysch (Huesca).

(Fotos L. G. de Vallejo)

o e enSlones a partir de estructuras geol6gicas (modificado de Goodman, 1989). W!i'FF'lIi Direcci' n d t · .

Zona lIana

+-< 0,

>------+------<OH

"C ro

"C '5 c

~ a.

Zona monta fiosa

Influencia de la morfologia en la distribuci6n de las tensiones.

J MECAN ICA DE ROCAS Z17

c o

TENSIONES BAJAS

TENSIONES MEDIAS

A: Zona decomprimida. Sin riesgo de explosion de raca . B: Tensiones muy anisotropas. Alto riesgo de explosi6n de raca . C: Tensiones medias de acuerdo a la topografia . Baja riesga de

explosi6n de raca.

500

_ 1.000

S

" ro :§ 1.500 c

~ "-

2.0001-

2.500

Z18

Estado tensional en una excavaci6n 5ubterr{mea en el interior de una ladera de un valle afectado par una falla (Se lmer~Olsen , 1977).

...... ... 4 • • "..... . . ..... / .,.::J.to. .. 0 / ","'. .1-\

.-.... ) .. o 0

I ..... 1.. • / "' ••• " . ') - 9 ..........

• • ~

---: 0.·..., .... "' . .... \ I a .- • 0 } / K=1.500+ 05 I .- •• . . " • Z ' , ~. I · . .-:- -/ , ~' ' - ' 1 "", " : ". 0 / , , , ~ , , , , , , ,

• Australia .. Estados Unidos

• Canada o Escandinavia

• Africa del Sur , , 1 • -:. / n Dlras regiones

r--=---; K = 1 00 + 0,3 , , z , ~ ,

, I I

0,5 1,0 1,5 2,0 2,5 3,0

C ,.-:e"ns::i"6"n"h-:o"riz::o"n,,la=-l-=aLH'... K ~ -

Tension vertica l 0v

3,5

Variati6n de la relacion (J H/a v con la profundidad (Hoeky Brown, 1980).

INGEN IERiA GEOLOG ICA

pueden dar lugar a valores de K superiores a I. Si inicialmente la roea presenta lin estado tensional rudrosta tico 0 elastica, don de (J v = I'Z , el efecto de 1a erosi6n hara que z disminuya, mantenh~ndose (J H

constante y, p Ol' tanto, aUJ11entando el valor de K, pudiendo \legar a ser aN > av (Recliadra 3.11).

Metodos de medida de las tensiones naturales

La determinaci6n del estado tensional de los macizos rocosoS es uno de los problemas mas complejos en mecanica de racas. Las tensiones a esfuerzos principales actualldo sabre lin punta se definen por Sll orientaci6n y magnitud, que unicamente pueden ser detenninadas in. situ . Se dispone de varios metodos para medir ambos, entre los que se destacan :

_ Metodos de sobreperforaci6n. Metodo del gato plano.

_ Metodo de la fracturaci6n hidraulica.

Existen otras metodos que s610 permiten medir la

direccion de las tensiones:

Analisis de estructu ras tect6nicas. Aml.1isis de los mecanismos focales de terremo

tos. Observaci6n de la orientaci6n de los plana s de rotura en las paredes de un sondeo . Medidas de relajaci6n de tensiones en atlora

mientos.

Medida de la direccion de los esfuerzos (metodos geologicos)

El anaLisis de estructuras tect6nicas, pri ncipalmente jun tas es tilolfticas y grietas reUenas de recri sta li zaciones, pennite in terpretar los campos de paleoesfuerzos y estimar su direccion y trayectoria. En la Figura 3 .120 se mueslra el resultado del anal isis de datos geologicos para la estimaci6n de la direcci6n de ten

siones . Otra de los metodos se basa en el anal isis de las

ondas sfsmicas generadas par un ten emoto. Median te la identificacion de su mecanismo focal se puede calcul ar la d ireccion de los esfuerzos actuantes durante el sismo (Figura 3. 12 1).

Tambien pueden indi car la direccion de los esfuerzos las fracturas producidas en la paredes de un SOI1 -

cleo, £11 arientarse estas en la misma d iTeccion que la tension 1l1i:1xjma horizontal (Figura 3 .1 22).

., ,

Variac ion de la relacion 0' H/O' v por erosion

La igualdad K = v/(l - v), valida para materiales de comportamiento elas tico, no se cumple en zonas superficiaies de la corteza que han sufrido un proceso de descarga como consecuencia de la erosi6n. AI elimi n£1 rse parte de los recubrimientos en una zona disrru nuye el valor de la tension vertical a,,, y se modi fi ca el estado tensional y las relacjones entre los esfuerzos actuantes.

Denominando a \1) y a HO a las tensiones originales vertical y horizontal sobre un punta a una profundidad Zo:

U"" = YZo

tras la desaparicion de un espesor de recubrimientos d z

1 , , , ,

, ,

Zo i

, 0vo = yZo

-----J---------O aHO = yZo Ko

pOl' erosion, los nuevos valores de las tensiones, av y af1!

seran:

U v = yzo - y/>"z

UN = yZoK" - y/>"zv/(l - v)

y el nuevo valor de K para z = Zo - ,1z sera:

U" yZoKo - (y/>"zv/( I - v)) K(z) = - =

U v yzo - y/>"z

K(z) = Ko + [ (Ko - _ v ) />"z] ~ 1 - v Z

La erosion tiende a aumentar el valor de K, al pasal' los esfuerzos horizontales a ser mayores que los verticales para profllndidades menores de un determinado valor.

yM

:- -----------, , ' , ' , : : : y~z v I (1 - \I) : 0 : , , , , , , !..._----------,

Efecto de la erosion sobre los esfuerzos en profundidad (Goodman, 1989)

En afioramjentos rocosos es posible determinar I.a orientacion de los esfuerzos mediante el anal isis de la li beracion de tensiones qtie se produce al reperforar un testigo de gran di fi metro. En el Recuadra 3.12 se muestra esta tecnica.

Estimacion de la magnit ud de las tensiones por relaciones empiricas

Cuando se d ispone de datos suficientes de medidas de tensiones, se pueden establecer las relaciones entre las tellsiones verticales y horizon tales y su variacion can

la profundic1ad . En las Figuras 3, I 14, 3. 11 9 Y 3.123 se presentan varios ejemplos de estas relac iones. Los datos empfricos demuestran una buena correlacion entre la tensi6n max ima vertical y 1£1 profundi dad, con un gradiente entre 0,025 MPa/ metra para rocas ac idas y 0,035 MPa/ metro para rocas basicas. Sin embargo, para las tensiones hori zontales la variaci6n regional es muy i mportante y, en la mayorfa de los casos, se observa que estas exceden a las tensiones vert icales, ca n un valor media de 10 MPa a prafundidades cercanas a la superficie.

Como se ha indicado anterionnente, la re laci6n all / a v presenta una tendencia a aproximarse a la llnidad


ZZO

Direcci6n de maximo esfuerzo compresivo en el campo reg ional. Umites de segmentos. Direcci6n de maximo esfuerzo compresivo local.

Modelo de trayectorias de esfuerzos locales debidas a la actividad de los distintos tipos de segmentos que forman la falla

de Alhama de Murcia (Martlnez-Dlaz, 1998).

3,

"- 4f:'f?l ~-::: c-'!

-{),. ..,.

t Direcci6n de acortamiento • horizontal durante e\ Cualernario lJ

o·

Desgarre predomlnante}

Normal predomlnante

Inversa predomlnante

"

Prof. <: 50 km

Direcci6n de convergenda de las placas

Mecanismos focales en el entorno del Mar de Alboran. entre la Peninsula Iberica y la placa africana. 5e han diferenciado los distintos tipos de mecanismos para cada terremoto. Se senala asim ismo la direcci6n de convergencia entre las placas Europea a1 norte y Africana al sur. asi como las direcciones de acortamiento cuaternarias que se obtienen a partir de da

tos sismol6gicos y geol6gicos (Martinez-Diaz. 1988).

tNGEN tER iA GEOLOGICA

. ,

Determinacion de la direccion de las tensiones mediante tecnicas de relajacion en afioramientos

I. Med idas de direcciones principales en estrueturas tect6nicas de la zona (Foto A).

2. Sobre lin afloramiento exenlo de fracluras se adhieren bandas extensometricas, orientadas segun direeciones estrllcturaies (Foto B) .

Fotc C. Perforaci6n de taladro

3. Perfaraci6n de un taladro alrededar de las bandas extensametricas, de lInos 20 em de di am etro y 30 em de longitud (Foto C).

4. Medida de deformaciones (Foto 0). 5. Extraeci6n de testigo y determinaci6n en el la

barataria de las constantes elasticas.

Foto D. Medida de deformaciones (Fotos L. G. de Vallejo.)

W!I"hE't*j Roturas inducidas en un sondeo al superar las tensiones horizonta\es [a resistencia de \a roca . produciendose planas de rotura perpendiculares a la direccion de la tensi6n horizontal minima.

~ MECANtCA DE ROCAS ZZ1

Tensi6n horizontal (MPa)

o 20 40 60 , rr"<:\-t

. + • ••• .... v.· . . ' '- • 400 • • • • • o + +

800-+

Q • (j) 1.200

c< , Q L

~ ~ 1.600 • ro "0 '6 ~ 2.000 -e "-

2.400

2.800

3.200

Relaciones de la tensi6n maxima horizontal can la profundidad (Herget. 1988).

para profundidades importantes (a partir de 1.000 m), mientras que a prafundidades inferiores a 500 m los valores de K presentan gran dispersion.

Metodos instrumentales para medir la direccion y magnitud de las tensiones

Los principales metodos para medir las tensiones se clasifiean en:

_ Metodos de sobreperforacion (ouercaring)

Se basan en la medida de las tensiones que se liberan al reperforar un sondeo, mediante el registro de las deformacion es producidas, bi en en el fonda del mismo 0 a 10 largo de sus paredes. En los di stintos proeedimientos que se describen a conti nuaci6n se supone que el material es elastico e isotropo. Las tensiones se ca1culan ap licando la teoda elastica para convertir en esfllerzos las defonnaeiones medidas, conocidos el modulo de elasticidad y el coefi eiente de Poisson de la raca, paramelros que deben es timarse en el laboratorio. Los metod os descritos son:

Metodo del doorstopper. Metodo de USBM. Celul a triaxial CSIR.

222 INGENIERiA GEo1.6GICA

- Metodos de presurizaci6n

Se bas an en la inyeeeion de un tluido para produeir la fraeturacion de la roea 0 en provoear una dilatacion meeaniea; los metodos descritos son:

Gato plano (flat jack) . Fraeturaeion hidraulica .

EI tensor de esfuerzos consta de 9 eomponentes (Figura 3. 124), seis de los cuales son independientes: 3 esfuerzos normaies y 3 esfuerzos tangeneiales. Por tanto se precisan 6 medidas para conocer el estado de esfuerzos en Ull punto. De todos los metodos, ullicamente la celula triaxial puede proporcionar es tos 6 compollentes con un solo ellsayo; las eellilas tipo USBM permiten estimar tres componentes (defini endo el es tado tensional en dos dimensiones) y el ensayo del gato plano praporeiona la tension actuante en una direccion; el ensayo de fraeturacion hidraulica aporta las tensiones prillcipales en las tres direcciones del espacio.

Metodo del doorstopper

Proporciona la di receioll y magnitud de las tensiones segun un plano perpendicular al eje del sondeo. Para determinar el estado de esfu erzos completo se precisan tres sOlldeos perforados en di ferentes direcciones dentro de una galerfa.

En la Figura 3.1 25 se presenta un esquema del pracedimiento de medida. Primera se realiza un taladra de un os 60 mm de diametra ; se pega en el fondo del taladra la cabeza del aparato de medida, que lIeva unas bandas extensometricas para medi r las deformaciones unitarias en tres direeciones, haeiendose una leetura inicial; a continuacion se prosigue la perforacion con el mismo diametro y se extrae un testigo de raea can la cabeza del aparato adherido, quedando asf liberadas las tensiones del tes tigo, momento en el que se pueden leer las defonnaciones producidas.

Metodos USBM Y celula triaxial CSIR

Ambos metodos se basan en la medida de las deformaciones en las paredes de sondeos producidas par la liberacion de tensiones a que da lugar la sobreperforacion. Las celulas tipo USBM permiten estimar las tensiones en dos dimensiones y las CSIR en tres. EI sandeo se sobrepelfora usando una corona de mayor diametro, de forma que se liberen las tellsiones en el anillo que queda alrededor del taladro original.

Los transductores incorparados a las celulas USBM miden las defonnaciones a traves de 3 diametros del sondeo. Si los ejes de referencia estan alineados paralela y perpendicularmente al sondeo, las medidas

au

"l"yx/ 'xy

1/ '-_ _ -Y

a)

[al = ~::: l,u 'y,

Celula triaxial de Leeman Metoda de USBM Metoda de gato plano Ensayo de fracturaci6n hidrauliea

b)

W!iifF't{1 a) Tensor de esfuerzos can 6 componentes independientes. b) Componentes del esfuerzo proporcionadas par los diferentes metoclos de medida.

Vari lla

Sandeo de 0 60 a 75 mm

Muelle para dar presi6n constante

Cantactos

Pegamento

~ I L _________ ----,

-fij-

a) Perforaci6n de un sondea en el macizo roeasa.

b) Se instala et doorstopper, empujando en la di recci6n correcta y presion and a hasta la toma de la leetura inicial .

c) Se quita el varillaje y el dispositiv~ de lectura, quedanda la cabeza de medida encalada al extrema del sondeo.

L-__ I ~I ______________ ~~========

-~------------- ~ -d) Perforaci6n de

la raea con el mismo diametro.

'---1 1

e) EI test(go de raea se extrae y se leen las deformac(ones producidas por la Iiberaci6n de tensiones.

W!II'fF'tf' Fases de ejecuci6n del metodo del doorstopper (Leeman. 1970).


permiten conoeer las 3 componentes del estado de esfuerzos bidimensional en el plano perpendicular al sondeo: (Jxx , a >"" r.lf Para medir las tensiones tridimensionalmente se deben efectuar las medidas en 3 sondeos de direcciones diferentes, perforados en el interior de una galerfa, 0 bien emplear el sistema CSIR, en el que se utilizan 9 6 12 transductores .

Con el sistema CSIR se micien , mediante una sonda ciifndriea, las deformaciones alrededor de la pared del sondeo en varias direcciones, consecuencia de la Jiberaci6n tensional conseguida mediante repelforaci6n. En la Figura 3.1 26 se ha esquematizado el proceso de medida. Una vez realizado un sondeo hasta la profundidad donde se desean tomar las medidas, se realiza otro de men or diametro desde el fonda del taladro, en el que se introduce la sonda 0 torpedo de medida que, en general, va dotado de tres rosetas para medida de deformaciones unitarias en la raca en tres direcciones y puntos; despues se reperfora con el diametro del sondeo inicial, liberando de tensiones el anillo de roea resultante, sobre el que se registran las deformaciones inducidas. En la Figura 3.1 26 se muestra una celula triaxial. Este metoda permite estimar el estado completo de esfuerzos.

Ensayo del gato plano

Este ensayo se realiza sobre una pared del macizo 1'0-

coso, siendo necesario aeceder a su interior. EI proeedimiento se describe en el Apartado 5 del Capitulo 6. EI metoda permite conocer la tensi6n en la direcci6n perpendicular al gato plano instalado en una hendidura realizada en la pared (Figuras 3.127 y 6.82). Para determinar el estado tensional del macizo es necesario efectuar varios ensayos en hendiduras con orientaciones diferentes, y es tam bien necesario conocer la distribuei6n probable de tensiones en la zona, a efectos de comprobar los resultados obtenidos. Esta tecnica es sencilla y permite estimar, ademas, el m6-dulo de defofmaci6n de la roca afectada pOl' el ensayo, mientras que en los otras metodos descritos su valor ha de detenninarse en ensayos de laboratorio.

Ensayo de fracturacion hidraulica

EI objetivo de la fracturaci6n hidraulica es mediI' el estado de tensiones in. situ en el interior de un sondeo. El ensayo proporciona las magnitudes y direcciones de las tensiones maxima y minima en un plano perpendicular al sandeo. Esta tecnica es la unlea, hasta el presente. fiable para sondeos profundos, pudiendose Ilegar a profundidades superiores a 1.500 m.


• ELMETODO

EI ensayo consiste en inyectar un tluido a presion en UB tramo de un sondeo vertical (general mente del orden de 1 m de longitud), previamente aislado pOl' obturadores especiales, hasta conseguir la fractura de la roca. Se mide la presion de tluido necesaria para general', propagar, mantener y reabril' la fractura. Estas presiones se relacionan can la magnitud de las tensiones principales in situ , ex.istentes en la zona donde se realiza el sondeo.

Se supone que la direcci6n del sondeo coincide con la direcci6n de una de las tensiones pri.l1cipales, deduciendose la direccion de las otras dos a partir de la orientaci6n del pl ano de fractma inducido por la hidrofracturaci6n. Generalmente esta suposici6n es valida si se considera que la tensi6n vertical en la zona de medida es igual al peso de los recubrimientos (Jv = yz. Sin embargo, la exactitud del metoda es dudosa si la direcci6n del sondeo se desv{a 1111:15 de 15 grades de la direcei6n de una de las tensiones principales.

EI metodo es mas exacto cuando se aplica en materiales no porosos con comportamiento elastico, homogeneo, continuo e is6tropo, ya que se asume la teoda de la elasticidad. Debe verificarse que en el tramo donde se va a reali zar el ensayo no ex isten fracturas. La comprobaci6n se puede hacer inspeccionando los testigos 0 medi ante la introducci611 en el sondeo de un «caliper» de 4 brazos 0 de una camara de telev isi6n . Durante la perforaci6n se deben ex traer testigos de roca para la observaei6n de discontinuidades y sus orientaciones y para la realizaei6n de ensayos de labaratario.

• EI. ENSAYO

La fracturaci6n de la raca se produce si las tensiones inducidas par la inyecei6n del fluido aJcanzan la resistencia a tracci6n a

l de la roca circundante al son

deo. La presi6n de inyecci6n carrespandiente al inicio de la fractura, Pp se denomina presi6n de apertura de fraetura a presi6n de fractura.

Despues de iniciarse la fractura se mantiene la presi6n PI durante un corto intervalo de tiempo, suficiente para que la rotura se propague, cerrando despues el circuito de inyecci6n de form a instanH1nea. Se produce entonces un ligero descenso de la presi6n, midiendose en este momenta la denominada presi6n de cierre p .r' Finalmente se abre el eircuito hasta aJcanzar la presion atmosferica. En la Figura 3. 128 se muestran las curvas de registro presi6n-tiempo y caudal de admisi6n-tiempo.

Mediante ciclos posteriores de presurizaci6n se reabre la fractura, quedando reflejada en las CUfvas la presi6n de reapertura de fractma, P,., y nuevos va)ores

,------Jf----f--

a) Perforaci6n del sondeo.

i--46cm-.1

~f----+ ~

b) Perforacion de menor diametro en el fonda del sondeo.

t- --=F1 ~180·~· .--L- J f'-'~15·

c) Instalacion de la sonda con tres rosetas de medida de deformaciones y lectura inicial.

d) Repertoracion.

E ~ +1 c) Extraccion del testigo y lectura de las deformaciones.

Fases de ejecuci6n para la medida de tendiones con la celu ~ la triaxial CSIR (Brady y Brown, 1985).

Sonda de medida de tensiones USBM.

..: .. ,

Taladros para medida de tensiones con la sonda USBM .

Celula triaxial CSIR.

(FOlos L. G. de Vallejo)

Metodos de sobreperforaci6n para Ja medida de tensiones: sistemas USBM y CSIR.


a)

Mortero

~;E-

Gato plano

./'Punto de [E~~;:::::::::::~~ referencia

, , , 50 em I

~~y~----~~~----~7;

Esquema (seccion)

b)

Hendiduras de medida """'::--7"1ff='17~--

Medidas en galeria

a) Esquema del ensayo de gato plano. b} Medidas en galeria con distintas orientaciones (Kim y Franklin, 1987).

t '" w z o

"' w

'" 0.

t

adicionales de 1a presi6n de cierre P" .. Tras varios cic10s en los que se han obtenido valores semejantes de p ... se da pOl' finaUzado el ensayo.

En la Figura 3.1 28 se muestra la evolucion del ensayo en tres c iclos. En e l primero 1a presion PI corresponde al pico mas alto, produciendose despues una carda de presi6n como consecllellcia de la apertura de la fractura, cerrandose en es te momento e l circuito de inyecci6n de forma instantanea. A partir de este punta, se produce una estabili zacion de la presion correspondiente a la presion de cie rre p.,.

Presi6n de lniclaci6n ,¥""de fraclura P,

Cierre inslanlaneo de la inyecci6n

/ Presi6n /deCierre

P,

1.er CICLO

/

reSion de reapertura P,

IClerre instantaneo de la inyecci6n

/p,

2."C ICLO

• TIEMPOS

Relaciones presi6n-tiempo y caudales de inyeccion-tiempas en el ensaya de fracturacion hidrauliea (Kim y Franklin. 1987).


EI desarro llo inicial de Ia fractura es muy nlpido, y el trabajo requerido para su propagacion es pequeno debido a la alta concentrac ion de tensiones en e l punto de propagacion de la f ractura. La presion necesaria para mantener abierta la fraclLlra es PJ., y equivale a la tension normal actuante sobre la fractura , (J", al haberse superado ya la resistencia a tracci6n de la roca

(0-, = 0). En un sondeo vertical en una zona con las tensio

nes principales orientadas vertical y harizontalmente, la generacion de una fractura en la direcci6n vertical tendra lugar si (J\ = (Jv Y los valores de Pj y p •. seran:

siendo t la tensi6n tangencial sobre el plano de frac

tura. La fractllra se producira en la di recci6n horizontal

si (J\ = (J/I' Y los val ores de Pf y P". seran:

Pf

= (Jv + (J, (en este caso (J" = (Jv)

P, = 0- v = yz (0-, = 0)

La fractllra hidraulica generada en e l ensayo es siempre vert ical y perpendicu lar a la menor tension horizontal , (JI!' independientemente de la magnitud de av (Figura 3.122). En el caso de que (JII sea la mInima tensi6n principal compresiva, la fractura verlical generada en la pared del sandeo cambiara de direcci6n

1

W!i!€f't.iij' Equipo empleado en los ensayos de fracturaci6n

hidraulica (cortesia de In Situ Testing).

hacia una fractllra horizontal tan pronto se propague la fi sura mas alia del campo local de tensiones c reado por el sistema de presurizaci6n en el sondeo (Herget, 1988) .

• CALCULO DE LAS TENSIONES

La rotura a traccio n de la raca es posible cuando la presion de fluido es suficiente para igualar la minima compresi6n tangencial alrededor del sondeo mas la resistencia a traccion de la raca:

siendo (J2 Y (J ) las tensiones principales intennedi a y minima. S i en la zona de ensayo se cum pie la condicion (Jv = (J\, los esfuerzos pri llcipales con direccion horizontal son (J1I = (J2 Y (Jil = (J3 ' Y el plano de fractura generado estara orientado paralelo 0 subparalelo al eje del sondeo y perpendicular a la direccion del esfuerzo horizontal minimo (J". En es te caso las siguientes ex presiones praporcionan e l valor de las tensiones hori zontales (Kim y Franklin , 1987):

(IN = (J/ + 3P, - PI - Po para el c icio inic ial de presurizaci6n.

(J" = 3P,. - P,. - Po para ciclos subsecuentes de represurizacion.

P,. es la presion de propagacion de fracturas, y Po es la presion intersticial inic ial medida en piezometro, es decir Po = Ywz.

W!I!ff,el,' lmpresi6n de fracturas registrada en el sandea

(cartesia de In Situ Testing).

La resistencia a tracci6n de la roea se mide en laboratorio 0 in situ comparando la presion de inic iacion de fractura con posteriores presiones de reapertura de fractura.

La tension vertical se supone igual a la presi6n de recllbrimientos, (J" = ")'z . La d irecci6n de (JH es la direccion del plano de fractura y la de (J" es la direccion perpendicttlar a dicho plano. Las direcciones de las tensiones (J H Y (J" se obtienen observando y midiendo la orientacion del plano de fractura mediante la inspeccion visual del sondeo con una camara de television, imagenes obtenidas a traves de seiiales acusticas reflejadas 0 con impresoras de contacto dotadas de bnjjulas magneticas (Figura 3.130).

Para obtener datos representativos de las tensiones es necesario rea1.izar varios ensayos a distintas profundidades en el sondeo, de tal forma que se pueda obtener 1a curva de variac ion de los valores de (J H Y (Jil con )a profundidad.


... Ejemplo de ensayo de hidrofracturaci6n en un sondeo profundo

Se han realizado varias ensayos de fractllrac ion hidraulien en un sandeo que alcanzo 800 m de profundidad. EI objetivo fue detenninar las tensiones in situ con el fin de proyectar un pozo minero. EI equipo utilizado en los ensayos se esquematiza en la Figura 3. 13 1.

En la Figura del Recuadro se presentan los resultados del ensayo realizado en un tramo situado a 427 In de profundidad. Las dos primeras presurizaciones no dieron tugar a la propagaci6n de la fractura como ev ide.nci~!a n1-pida cafda de presi6n. En 1a tercera presunzaclOll ~e

inici6 una fractura a una presi6n de fractura PI de aproXlmadamente 7,6 MPa, refJejandose en el pico de la gnlfica presi6n-tiempos y en el aumento momentaneo de caudal correspondiente. La presi6n se estabiliz6 a layresi6? de propagaci6n de fractura Pr • En la grMica preslOnes-tlempos se estim6 la presi6n de cierre p .• en 5,5 MPa.

La presi6n intersticial medida en piez6metros en el tramo de ensayo fue de 3,5 1\.1Pa, correspondiente a Po· En en say os de laboratorio se determin6 que la resistencia a tracci6n de la roca, una lutita carbonifera, era de 2,4 MPa, Y Sll densidact de 2,6 tim]

Ca\Culo de las tensiones

AI valor de Pf

y p .• hay que sumar la presi6n P fI COIT~Spondiente al peso de la columna de agua de altura H 111-

troducida en el sondeo, entre la zona de ensayo y el medidor de presi6n instalado en el circll ito; en este caso H = 428 m Y PH = 4,28 MPa.

P, = 5,5 MPa + 4,28 MPa = 9,78 MPa

Pf

= 7,6 MPa + 4,28 MPa = 11 ,88 MPa

al• = P, = 9,78 MPa

(JH= (J,+ 3 Pj -Pf - Po

all = 2,4 + 3 (9,78) - 11 ,88 - 3,5 = 16,36 MPa

a" = 2,6 (427) = 11 ,1 MPa

resul tando:

K = aH/a" = 16,36/1 1,1 = 1,47

a,Jal, = 16,36/9,78 = 1,67

Los resultados muestran una fu erte anisotropfa tensional, can una relacion K ~ 1,5 Y una tensi6n max ima horizontal 1.67 veces la minima horizontal. Estos resultados son acordes can la situaci6n geo16gica donde se efectuo el ensayo, dentro de una estructura sillcl inal mlly proxima a un cabaigamiento. Las direcciones ~e las tell siolles no se obtuvieron instrumentalmente, smo que se dedujeron a paL1ir de metod os geol6gicos, estiJmindose direcciones principales N-S.

~ 12 ~_ 10

~.!;;; 8 - E 6 ~::::. ~ 4

-I ~l '~.l~ l ~tW, I~

~ r~ -1ft tTl --1+1 rn ,'ht"1 8 2 -

o o 10 20 30 40

Tiempos (minutos) 50

10

LJ 9

8

7 - 6

W w_ c • . 2 a... 5 -" ~~ 4 "-

3

2

Ili f 1

0 0 10

L t i

~~ll th I

20 30 40 Tiempos (minutos)

Caudales admitidos y presiones en el ensayo de hidrofracturaeion reaUzado a 427 111 de profundidad

ZZ8 INGENIERiA GEOL6GICA

Foto B. Equipo registrador

(Fatas L. G. de Vallejo)

Re leta raduada

Retorno

Descompresi6n

,-~ E

L

ransductor e resi6

Cierre

Man6metro

C-~=-~M~a~0~6rrm~elillm~dlliigruj~lal

Registrador (Foto B)

Descompresi6n

11+-- Latiguilio para inflado de los obturadores

iI-I--Varillaje del circuito de inyecci6n de agua

--1-- Obturador (Foto A)

fH-- Tubo del circuito de inflado de los obturadores

I H--Orificios de salida del agua inyectada

WiiifE,ej, Dispositivo utilizado en el ensayo de fracturacion hidraulica del ejemplo del Recuadro 3.13.

Clasificaciones geomecanicas

En el Apartado 3.2 se trato la c las ifieacion de los macizos roeosos con fines geoteenicos, euya finalidad es la obteneion de para metros geomeeallicos para su el1lpleo en el diseno y proyeeto de las obras de ingenierfa. Los macizos roeosas, como med ios discontinuas, presentan un comportamiento geomeeanico complejo que, de una forma si mplificada, puede ser estudiado y eategorizado en funcion de Sll aptitud para distintas apLicaciones. Can este objetivo surgieron Jas clasifi-

caciones geomecanicas, que aportan, mediante la observacion directa de las caraeterfsticas de los maeizos meosos y la realizaeion de seneillos ensayos, indices de calidad relacionados can los parametres geomecanieos del maeizo y Sll S earaeterfsticas frente a los sostenimientos de tuneles y taludes y la exeavabilidad de las roeas, entre otras. En el Capftulo lO se tratan las c las ifieaciones aplieadas a los tuneles.

J MECANICA DE ROCAS ZZ9

Las caracterfsticas de los macizos rocosos que se consideran en las distintas clasificaciones son las si

guientes:

Resistencia del material rocoso. indice RQD. Espaciado de las discontinuidades. Orientacion de las discontinuidades. Condiciones de las di scontinuidades. Estructura geologica y fallas.

_ Filtraciones y presencia de agua. - Estado tensional.

Las clasificaciones geomecanicas mas utilizadas en La actualidad son la RMR y la Q. La primera se emplea tanto para la caracterizacion de los macizos 1'0-

cosos y sus propiedades como para su aplicacion en tuneles. La clasificacion Q se emplea casi exclusivamente para runel es, y su descripcion se incluye en el Capftulo 10, al igual que la clasifi cacion SRC.

Clasificacion RMR

Oesarro\1ada por Bieniawski en 1973, con actualizaciones en 1979 y 1989, constituye un sistema de clasificacion de macizos rocosos que permite a su vez relacionar Indices de calidad con pmametros geotecnicos del macizo y de excavacion y sostenimiento en tuneles . Esta clasificacion tiene en cuenta los siguientes parametres geomecanicos:

Resistencia uniaxial de la matriz rocosa. Grado de fracturacion en terminos del RQD. Espaciado de las d iscontinuidades. Cond iciones de las discontinuidades. Condiciones hidrogeologicas . Orientacion de las disconlinuidades con respecto a la excavacion.

La incidencia de estos parametros en el comportamiento geomecanico de lin macizo se ex presa pOl' media del {"dice de calidad RMR, rock mass rating, que varfa de 0 a 100.

Para ap licar la clasifieacion RMR se divide el macizo meoso en zonas 0 tramos que presenlen caracterfsticas geologicas mas 0 menos uniformes de acuerdo can las observaciones hechas en campo, en las que se lie va a cabo la toma de datos y medidas referenles a las propiedades y caracteristicas de la matriz recosa y de las di scontinuidades. Para la loma sistematica de los datos se emplean estadiUos como el de la Figura 4.2 del Capitulo 4. Para calcular el indice RMR correspondiente a cad a una de las zonas se sigue el procedimiento sefialado en el Cuadro 3.26.

Una vez obtenidas las puntuaciones que resullan de ap licar los cinco para metros de clasificac ion, se efec-

230 INGEN IERiA GEOL6G ICA

tua la cOlTeccion pOl' orientacion de discontinuidades y se obtiene un valor numerico con el que se clasifica final mente el macizo rocoso. Esta clasificacion distingue cinco clases, cllyo significado geotecnico se expresa en el Cuadro 3.27; a cada clase de macizo se Ie asigna una calidad y unas caracteristicas geotecnicas.

ASI, un macizo rocosO clasificado como Muy Bueno (Clase I), sera un maci zo rocoSO duro, poco frac,turado, sin fi ltraciones importantes y poco metearizado, presentando muy pocos problemas frente a su estabilidad y resistencia. Se puede deducir que tendra una capacidad portante alta, permitira la excavacion de taludes can altas pendientes y no precisara medidas de estabiLizacion y refu erzo en tlmeles.

En la Figura 3. 132 se presentan ejemplos de macizos racosos eorrespolldientes a las diferentes clases

segun el indice RMR. En el Cuadra 3.26 se incillyen tambien las caracte

rfsticas del macizo con respecto al tiempo de mantenimiento y longitud de tunel sin entibar, asi como la intluencia de la orientacion de las discontinuidades con respecto al tunel, aspectos que forman parte de la clasificacion de Bieniawski y que se tratan en el Apartado 5 del Capitulo 10.

Las c\asificaciones geomecanicas

en la practica

Las clasificaciones geomec~lnicas constituyen un pracedimiento para la caracterizacion de los macizos 1'0-

cosos a partir de datos de atloramientos y sondeos, y se aplican principal mente a los t(meles, dada la dificultad del estudio de los macizos rocosOS en profundidad. Este aspecto se trata en el Capitulo 10. Pero igualmente se aplican a la caracterizacion de los macizos mcosoS en general , como medio para clasificar geotec nicamente las rocas . EI calculo del fndice RMR permite eSlimar los panimetros de resistencia y de~ formabilidad del macizo (a partir de correlaciones empiricas, como se describe en el Apartado 3.6), y establecer su posible comportamiento frente a excava

ciones. Para su aplicacion es necesario lIevar a cabo una

serie de observaciones Y medidas en campo, que constituyen la base y la sistenultica practica de las clasificaciones, seglm se indica en la Figura 3 .1 33. Las c1ases de macizos rocosos que se obtienen se refieren a las condiciones previas a la excavacion, y en su descripcion debe indicarse si se han aplicado correcciones par orientacion de discontinuidades U 011'3S especffi cas para los t(mel es, ta l como se describe en el Capitulo 10. Tambien debe destacarse la presencia de estructuras 0 zonas geologieas singlliares, como faiJas,

Macizos de Clase I (RMR ~ 81 - 100) Y Clase II (RMR ~ 61 - 80)

Dolomias cretacicas. Calidad muy buena. Dos familias de discontinuidades principales.

Granito. Calidad buena. Varias familias de discontinuidades alteradas.

Macizos de Clase III (RMR ~ 41 - 60)

Pizarras ordovicicas. Calidad media. Grado de facturaci6n alto. Grado de meorizaci6n: III.

Cuarcitas ordovicicas. Calidad media. Grado de fracturaci6n alto. Matriz rocosa muy resistente.

Macizos de Clase IV (RMR ~ 21 - 40) Y Clase V (RMR .; 20)

Cuarcitas ordovicicas. Calidad mala. Macizo alterado y brechificado.

Ejemplos de clases de macizos rocosos.

~izarras paleozoicas. Cali dad muy mala. Fracturaci6n muy Intensa. Grado de meteorizaci6n V.

(Folos: cortesfa de Prospecci6n y Geotecnia)


Clasificacion geomecanica RMR (Bieniawski. 1989)

P , ararne ros d lasificaci6n ec

Ensayo de 4-2 Resistencia > 10 10-4 de la matriz earga puntual

roeosa Compresi61l > 250 250- 100 100-50 I (MPa) simple

Puntuaei6n 15 12 7

RQD 90%-100 % 75 %-90% 50%-75 %

2 Puntuaci6n 20 17 13

Separaci6n entre diaclasas >2 m 0,6-2 m 0,2-0,6111

3 PlIIltllaci6n 20 15 10

Longitud de In < 1m disconlinuidad

1-3 m 3-10 m

Puntuac i6n 6 4 2

~

Aberlura Nada < 0,1 mm 0,1-1,0 111m v "0 ~

3 "0 PUlltuaci6n 6 5 '3

" Ligeramente ." " Rugosidad Muy rugosa Rugosa 0 I1Igosa u ~

'6 Puntuaci6n 6 5 3 4 E

Relleno duro Relleno duro v -0 Relleno Ninguno < 5 mm >5 mm 0

~ Puntuaci6n 6 4 2 OJ

Inalterada Ligeramente Moderadamente

Alteraci61l alterada alterada

Puntuaci6n 6 5 3

Caudal par 10 m de tunel

Nulo < 10 li tl'Os/ min 10-25 litros/ min

Relac i6n: Presi6n de

Agua aguafTensi6n 0 0-0,1 0,1-0,2 freatiea pri ncipal

5 mayor

Estado general

Seco Ligeramente

humedo Humedo

Puntuaci6n 15 10 7

Correcci6n por la orieutaci6n de las discontinuidades

Direcci6n y buzamjento Muy favorables Favorables Medias

Tune les 0 2 5

Punluaci6n Cimentaeiones 0 2 7

Taludes 0 - 5 25

C lasit'icaci6n

C lase 11 ill

Cali dad Muy buena Buena Media

Puntuaei6n 100-8 1 80-6 1 60-41


2- 1 Compresi6n

simple (MPa)

50-25 25-5 5- 1 < I

4 2 I 0

25 %-50% < 25%

6 3

0,06-0,2 m < 0,06111

8 5

10-20 m >20 m

I 0

1-5 mm >5 mm

I 0

Ondulada Suave

I 0

Re lleno blando Relleno blrmdo <5 mm >5 mm

2 0

Muy alterada Deseompuesta

I 0

25- 125 litros/ min > 125 litros/min

0,2-0,5 > 0,5

Goteando Aglla f111 yendo

4 0

Desfavorables Muy des favorabl es

10 12

15 25

50 60

IV V

Mala Muy mala

40-2 1 < 20

Clasificacion geomecanica RMR (Bieniawski, 1989) (Continuacion)

Caructeristicas geotecnicas

Clase I II ill IV V

Tiempo de 10 anos con 6 meses con 1 semana con 10 hams con 30 minutQs con mantenirniento 15 III de vano 8 m de vano 5 III de vano 2,5 m de vano I III de vano y longitud

Cohesion > 4 Kp/cm' 3A Kp/cm2 2-3 Kp/cm2 1 ~2 Kp/cm2 < I Kp/cm~

Angulo de rozamiento > 45" 35°_4Y 25°_35° [5°_25° < ISO

Orientaci6n de las discontinuidades en el tunel

Direcci6n perpendicular al eje de l tunel

Excavaci6n con buzamiento Excavaci6n contra buzarniento Direcci6n pm'alela al eje del tdnel Buzamiento 00 _20'1, Cualquier direcci6n

Buz. 45-90 Buz. 20-45 8uz. 45-90 Buz.20-45 Suz. 45-90 Buz. 20-45

Muy favorable Favorab le Media Desfavorable Muy desfavorab le Media Desfavorable

CaUdad de macizos rocosos en relacion al indice RMR

Clase Calidad Valoracion RMR Cohesion Angulo de rozamiento

I Muy Buena

n Buena

1lI Media

IV Mala

V Muy mala

pliegues u otras estructuras tect6nicas, di scordancias, zonas importantes de alterac i6n 0 de afluencia de agua, etc.

La princ ipal ventaja de las clasificaciones geomecani cas es que proporcionan una estimaci6n inicial de los para metros medinicos del macizo a bajo coste y de forma sencilla. No ob'stante, debe ser considerada la excesiva si mpljficac i6n que suponell a la hora de trabajar con macizos rocosos blandos, tectoni zados y

100-8 1

80-6 1

60-41

40-2 1

< 20

> 4 kg/em' > 451)

3-4 kg/e m! 35°_45°

2-3 kg/em' 25°_35°

l-2 kg/em' 15°_25°

< 1 kg/ em2 < IS"

alterados, para los que, poria general, sobrevaloran las propi edades mec::lnicas y resistentes, sin tener en cllenta aspectos importantes como la deformabilidad de los macizos. Estas Ii mitaciones deben ser consideradas al ap licar las clasificaciones, debiendo interpretar los resultados can criterio y siempre en base aJ conocimj en to de las propiedades y del comportamiento geomecan ico de los diferentes tipas de macizos 1'0-

casas.


1. Analisis geologico del macizo

Identificaci6n de unidades litol6gicas --t Descripci6n litol6gica Analisis estructural --t Datos estructurales Zonificaci6n lito·estructural --t Identificaci6n de zonas Condic iones hidrogeol6gicas --t Datos hidrogeoI6~i~os Condiciones geomorfol6gicas --t Datos geomorfologlcos

2. Obtencion de datos geomecanicos

Selecci6n de estaciones geomecanicas: identificacion de afloramientos representativos de las distintas zonas litoestructurales.

Toma de datos geomecanicos en cada estaci6n geomecanica de acuerdo con las hojas de campo.

3. Calculo dellndice RMR, Q, SCR 0 SRM (1)

Calculo del Indice RMR en cada estaci6n geomecanica.

Calculo del In dice Q, SeR 0 SRM , en funci6n de su ap licaci6n.

Secterizacion geomecanica segun la clase de roca.

(1) Estos indices se describen en los Capftulos 3 (RMR), 9 (SRM) Y 10 (0 Y SRC).

=>

=>

=>

- Levantamiento de cortes y pianos geol6gicos de detalle.

- Zonificaci6n litoestructural.

- Rel1enar hojas de campo en estaciones.

- Testificar los sondeos geotecnicamente.

- Correlaci6n con propiedades geot€'!cnicas del macizo rocoso.

- Aplicacion a tuneles, taludes y cimentac iones.

Material necesario

Martillo de ge610go

Litologfa Resistencia

Escfer6metro

Resistencia

Direcci6n Buzamiento Estructura

Maquina de fotos

Registro fotografico

Cinta metrica

Fracturaci6n Espaciado Abertura

Sistematica en la aplicaci6n de las clasificaciones geomecanicas.

Bibliografia recomendada

Bien iawski, Z. T. (1989). Engi neering rock mass clasificat iolls. Ed. John Wiley and Sons.

Brady, B. H. G . and Brown, E. T. (1985). Rock mechanics fo r underground mining. George Allen and Unw in , London.

Z34 INGEN IER iA GEOLOGICA

Goodman, R. E. (1989). Introduction to rock mechanics. Ed. John Wi ley & Sons.

Hudson, J. A. and Harrison, 1. P. (2000). Engineering rock mechanics. An introd uction to the principles.

Pergamon .

ISRM ( 198 1). Rock characterization. Testing and monitoring. ISRM suggested methods. Brown, E. T. Ed. Commision on testing and moni toring. International Society for Rock Mechanics. Pergamon Press.

Ola lla, c., Perucho, A . y Arroyo, F. (1994). Medidas de tensiones en formaciones rocosas. Monograffa de l CEDEX. Mi ni sterio de Fomento.

Oleo Mazo, C. (1978). E nsayos en la mecan ica de rocas. Boletfn del Laboratorio del Transporte y Mecani ca de Suelos. CEDEX, n." 128.

Referencias bibliograticas

Attewell , P. B. Y Fanner, I. W. (1976). Princ iples of engineering geology. Chapman and Hall , Londres.

Bandis, S. c., Lumsden, A. C. Y Barlon, N. ( 1981). Experimental studies of scale effects on the shear behaviour of rock joints. lnt. Journal of Rock Mech. Min. Sci. and Geoch. Absts., vol. 18, pp. 1-21.

Band is, S. c., Lumsden, A. C. y Barton, N. ( 1983). Fundamenta ls of rock joint deformation. lnt. Jourllal of Rock Mech. Min. Sc i. , vo l. 20, n." 6.

Barton, N. ( 1990). Scale effects or sampl ing bias? En: Sca le effects in rock masses. A. Pinto da Cunha Ed. Balkema.

Barton, N. y Choubey, V. (1977). The shear strength of rock joi nts in theory and practice. Rock Mechanics, vo l. 10, n." I , pp. I-54.

Barton, N. Lien, R. and Lunde, 1. ( 1974). Engineering classification of rock masses for the design of tunneJ support. Rock Mechan.ics. Springer Verlag, vol. 6, PI' 189-236.

Bieniawsk.i , Z. T. (1973). Engi neering class ifi cation of jointed rock masses. Transactions, SOll th African Inst. of Civil Engineers , vol. 15, 11 .° 12, pp. 335-344.

Bien iawski, Z. T. ( 1978). Determi ning rock mass deformab ility: experience from case histories. Int. Journal on Rock Mech. and Mjn. Sc i., vol 15, pp. 23 7-248.

Bieniawski, Z. T. (1979). The gcomechanics classifi cat ion in rock engineering app lica tions. Proc. 4th

International Conference on Rock Mechanics. Montreaux. Bnlkema, vo l. 2, PI'. 4 1-48 .

Bieniawski, Z. T. ( 1984). Rock mechanjc design in Illilling and tunelling. Ed. Balkema.

Bieniawski, Z. T. ( 1989). Engi neering rock mass c lassi fi cations. John Wiley and Sons, Inc.

Blyth, E. and De Fre itas, M. (1984). Geology for eng ineers. Eel. Edward Arnold, London.

Brady, B. H. G. and Brown, E. T. ( 1985) . Rock Mechanics fo r underground mining. George Allen and Unwi n, London.

Cunha, A. P. (1990). Scale effects jn rock mechanics. En: Scale effects in rock masses. A. Pinto da Cunha Ed. Balkema.

Cunha A. P. Y M uralha, J. (1990). About LNEC experience on sca le effects in the deformabi lity of rock masses. En: Scale effects in rock masses. A. Pinto da Cunha Ed. Balkema.

Duncan C. W. (1999). Foundat ions on rock. 2'''' ed. E & FN Span.

Emblenton, C. and Thurner, J. (1979). Processes in geo morphology.

Farmer, I. W. (1968). Engineering properli es of rocks. Span Ltd. London.

Farmer, 1. W. ( 1983). Engineering behaviour o f rocks. 2nd eel. Chapman and Hall , London.

Ferrer, M. y Gonzalez de Va llejo, L. ( l991). Stressstrain re lat io nships in the analysis of the fail ure process of weak rock masses. 7tl1 [nt. Congo on Rock Mechan ics. Int. Soc. for Rock Mechanics (ISRM). W. W ittke Ed. Aachen, Alemania, vol. I , pp. 225-230.

Gonzalez de Vallejo, L. I. ( l99 1). Las tensiones naturales en las rocas. Monograffa n.O 6. Master de 1ngeni erfa Geologica. Uni versidad Complulense de Madrid.

Goodman , R. E. (1989). Introduction to rock mechanics. Ed. John Wiley & Sons.

Haimson, B. C. (1990). Scale effects in rock stress measurements. En: Scale effects in rock masses. A. Pin to da Cunha Eel. Balkema.

Herget, G. (1988). Stresses in Rock. Balkema. Hoek, E. (1994). Strenglh o f rocks and rock masses.

ISRM New Journal 2 (2) , pp. 4- 16. Hoek, E. and Bray, 1. W. ( 198 1). Rock slope enginee

ring. 3rd ed. The Inst itution of Mining and Metallurgy, London.

Hoek, E. and Brown, E. T. (1980). Underground excavation in rock. The lnstituti on of Mini ng ancl Metallurgy. London.

Hoek, E. & Brown, E. T. ( 1988). The Hoek-Brown fai lure c riterion . A 1988 update. Rock engineering for underground excavations. Proc. 15 th Canadian Rock Mech. Symp. Curran Ed. Uni versity of Toronto.

Hoek, E. and Brown, E. T. ( 1997). Prac tical es timates of rock mass strength. In t. Journal of Rock Mechanics and Mining Sciences . Elsevier, vol. 341 n.'l 8, pp. I 165- 1 l86.

Hoek, E. , Kaiser, P. K. & Bawden, W. F. ( 1995). Support of underground excavations i.n hard rocks. Balkema.

Hudson, J. A. (1989). Rock mechanics princ iples in eng ineering practice. Butterworths. Ciria. London.

Hudson, J. A. and Harrison, J. P. (2000). Engineering rock mechanics. An introduction to the principles. Pergamon.


[SRM ( 1979). Suggested methods for determining the uniaxial compressive strength and deform abili ty of rock materials. ln t. Soc. Rock Mech. Commi sion all standarization of .laboratory and fi eld tests . l nternational Journal of Rock Mechan ics, Mining Sciences and Geomechanical Abstracts , vo l. 16.

ISRM (1981). Rock characterization. Testing and monitoring. ISRM suggested methods. Brown, E. T. Ed. C01nmision on testing ancl mon.itoring. International Socie ty for Rock Mechanics . Pergamon

Press . Jaeger, J. C. Y Cook, N. G. W. (1979). Fundamentals of

rock mechanics. 3rd ed. Chapman and Hall , London. Jimenez Salas, J. A. Y Justo Alpafies, J. L. (1975).

Geotecn.ia y cimientos L Propiedades de los slIelos y de las rocas. Ed. Rueda, Madrid.

Johnson, R. B. Y De Graff, J. V. (1988). Principles o f engineering geology. John Wi ley and Sons.

Ki m, K. y Frankli n, J. A. ( 1987). Suggested methods for rock stress determination. Int. II. Rock Mech. Min. Sci. and Geomech. Absts., 24- 1, pp . 53-74.

Leeman, E. R. (1970). Experience tbrought the world with the CSIR dOOl'stopper rock stress measurement equipment. Congress lnt. Soc. Rock Mech. (ISRM). Belgrado, vol. 2.4-6.

Martin, C. D. , Read, R. S. Y Chandler, N. A. ( 1990). Does scale influence in situ stress measurements? Some fi ndings at the underground research laboratory. En: Scale effects in rock masses . A. Pinto da Cunha Ed. Balkema.

Martfnez-Dfaz, J. (1998). Neotectonica y tt!!ctonica activa del sector centro-occidental de la Region de Murcia y sur de Almerfa (Cordillera Betica-Espana). Tesis Doctoral. Unjversidad Complutense de Madrid.

Montoto, M. y Esbert, R. M. (1999) . Petroffsica de la matri z rocosa. Trabajos de Geologfa, n." 2 1. Univers idad de Oviedo, pp. 239-252 .

Z36 tNGENIERIA GEouiG ICA

Natau, O. (1990). Scale effects in the determination of the deformability and strength of rock masses. En: Scale effects in rock masses. A. Pinto cia Cunha Ed. Balkema.

Obert, L. y Duval, W. 1. ( 1967). Rock mechanics and the design of structures in rock. John Wiley ancl Sons Ed.

Paterson, M. S. (1978). Experi mental rock deforma-tion. The brittle fi eld. Springer-Verlag. '

Patlon, F. D. ( 1966). Mu ltiple modes of shear fa ilure in rock. Proc. 1st lnt. Congress on Rock Mechanics, [SRM. Li sbon, vol. I, pp. 509-513 .

Rahn, P. H. ( 1986). Eng ineeri ng geology. An environmental approach. Elsev ier Ed.

Selmer-Olsen, R. Y Broch, E. (1977). Genera l design procedure for underground openings in Norway. Rockstorage 77. 1st mt. Symp . on Storage in Excavated Rock Caverns. Sweden. Vol. 2, (11 -22).

Serafim J. L. Y Pereira, J . P. (1983). Considerations of the geomechankal classification of Bieniawski . Proc. Int. Symp. on Eng, Geol. and Underground Construction. Li sbon. Balkema.

Serrano, A. (1997). Mec,inica de las rocas. Colegio de lCCP, Madrid .

Serrano, A. y Olalla, C. ( 1994). Carga de hundimiento en macizos rocosos. Monograffa del CEDEX. M-36 . Madrid.

Sheorey P. R. ( 1997). Empirical rock failure criteri a.

BalkemCl. Si nghal , B. B. S. Y Gupta, R. P. (1999). Applied hy

drogeology of fractured rock masses. Kluwer Academic Publi shers.

Walthan, A. C. (1999). Foundations of engineering geology. E & FN Span.

Wawersick, W. R. and Fairhurst, C. (1970). A study of brittle rock fracture in laboratory compression experiments. International Journal of Rock Mechanics and Mini ng Sciences, vol. 7, n.' 5, pp. 56 1-575.

OESCRI PCION DE MACIZOS ROCOSOS

1. Metodologia y sistematica

2. Descripci6n y zonificaci6n del afloramiento

3. Caracterizaci6n de la matriz rocosa

4. Descripci6n de las discontinuidades

5. Parametros del macizo rocoso

6. Clasificaci6n geomecanica y caracterizaci6n global del macizo rocoso

~,1 Metodologia y sistematica

La descripc i6n y carac teri zac i6 n de los macizos roeD

sos en aflorami elltos es lIna labor necesaria en todos los estuclios de ingenierfa geologica cuyo objet ivo sea e l conocimiento de las propiedades y caracterfsticas geotecnicas de los materia les rocoSOS. Estos trabajos se real izan durante las primeras etapas de las invest i

gaciones ill silu. El desarrollo de los trabajos de campo en aflora

mientos pennilc obtcncr informaci6n necesaria para evaluar e l comportamiento geotecnico de los macizQs roCOSDS, planificar las fases de inves tigacion mas avanzadas e _interpretar los resultados que se obtcngan de las mi smas. Debido a la gran variedad de condiciones y propiedades, la caracteri zac i6n de los macizos puede ser una tarea compleja, sobre todo si se presentan conjuntamente materiales rocOSOS y suelos, zonas fractu radas, tectonizadas yJo meteorizadas. E n la descripcion se deben illclui r todos los aspectos y pat·arnetros que puedan ser observados, deduc idos y medidos

en los afloram ientos. Las descripc iones de los macizos rocosos COil fi nes

geotecnicos precisan de observaeiones y medidas ad icion ales a las geologicas; de ahf la necesidad de establecer una sistematica que homogeneice c riterios y fac itite la comunicacion entre todos los profesionales que tengan que rea Li za r los trabajos de descri pcion de macizos rocosOS a partir de afloramientos. Estas desc ripc iones pueden im plicar un c ierto grado de subjeti vidad que debe evitarse, en la medida de 10 posible, realizando observaciones sistemat-icas y utili zando una lerminologfa estandarizada, tenjendo en cuen

ta los sig ll ientes aspectos:

238

Todos los fac tores deben exan1inarse sistemati

camente y en secuenc ia logica. No debe omit irse ni nguna informac io n btisica

sobre el a fl oramiento. _ Las descripciones deben comunicar una imagen

mental precisa y permilir deducir la informa

c ion l11(lS relevante.

INGEN IERiA GEOLOGICA

El n(lmero de datos debe ser es ladfsticamen le

representativo.

La carac terizac io n de campo del macizo rocoso es un ejercicio progresivo que comienza con una descripc ion general de las condic iones del ten·ena, y con la identiFicacion y c lasificacion de los materiales que forman los macizos. Las observaciones posteriores mas COlllplejas sobre propiedades y fac tores conc retos pueden aumentar e l grado de interpretac ion y por tan

to de subjetividad. En general, e l procedi miento a seguiJ' parte de una

descripcion general de los aspec tos y caracterfs ticas observables a simple vista, en base a los cuales se eslablecen d istin tas zonas mas 0 menos homogeneas en base a In Iilologfa, est ructura lectonica, etc.; poste riormente, se describen y caracterizan can detalle los componentes de las dife rentes zonas de l macizo y sus propiedades; Fi nalmente, a partir de todos los datos obtenidos, se clasifica geomecfinicamente e l mac izo rocOso. La caracterizacio n de cada zona debe reali zarse de forma objet iva e indi viduaHzada, e incluye e l estud io de la matriz rocosa, de las di scont inuidades Y de l conjun to del macizo, describiendo tanto sus propiedades intr fnsecas como los factores externos que condicionan su comportamiento.

La sistematica para la descripcion de los afloramientos de macizos rocosOS se pllede res llmir en las

sigui entes etapas:

Descripcion de las caracterfsti cas genera les de l

atloramiento. Divisi6n en zonas y descripc i6n gene ra l de cad a

zona. Descri pc ion deta llada de cad a zona.

• Matriz rocosa. • Di scont illuidades. Descripcion de los para metros de l mac izo mcOSO. Caracte rizac ion global y clasificaci6n geomeca

nica del mac izo rocaso.

Trabajo:

Fase de estudio: I Elemento investigado:

Localizaci6n yaccesos: I Autor: I Fecha:

Observaciones:

FOTO ESQUEMA

DESCRIPCION GEOLOGICA GENERAL:

DESCRIPCION BAslCA DE CADA ZONA:

Zona I:

Zona II :

Zona III:

Estadil lo para la descripcion y division en zonas del macizo rocoso.

En los apartados sigllientes se tratan estos dife rentes aspectos. La caracterizaci6 n final de l maci zo rocoso dependera de la va loracio n adecuada de cad a uno de ellos.

La descripcion general del afloramiento debe il1 -c1u ir la identificacion, condic iones y caracte rist icas generales de l aflo rami ento y la de cada uno de sus componentes: reeas , Slie los, zonas con aglla , discon ti nuidades singulares, etc .

La division en zonas mas 0 menos hOlllogeneas se rea li za a partir de c riterios fund amental mente Jj tologicOs y cs trllclura les. EI numero de zonas que se establezca y la extension de las mi smas dependera de l grade de heterogeneidad de los materia les y es tructuras que forillen el macizo rocoso, de la extension del a fl oramiento y del grado de detalle y fi nalidad de la invest igac ion. Se deben desc ribir Jas caracterfsticas generales de cad a zona (Figura 4. 1).

La descripcion de cada zona se Il eva a cabo por separado y deta ll adaillente, y debera ser 10 mas objet i-

va y c lara posible, lltili zando terminologfa eSlandarizada, de manera que di stintos observadores \I eguen a la misma descripci6n, evitando que puedan aparecer d iferenc ias en la in terpretaci6n de las observaciones 0

medidas rea li zadas en una mi sma zona. A 10 largo de esta fase se describen las caracterfst icas y propiedades ffsicas y mecanicas de la matriz rocosa y de las d iscontinuidades; los aspectos y fac toi·es a describir son los del Cuad ro 4. 1.

Las descripc iones se e fectuan de forma cualitati va y, siempre que sea posible, cuan ti ta ti va. A ta l efecto ex isten tabl as, escalas, indices y valores de referencia que se utili zan para cuantificar las diferentes propiedades y caracte rfsticas de l mac izo 0 de sus elementos . La cuantifi cacio n de los para metros es lltiJ para es tablecer va lores objetivos con los que trabaj ar, pero adernas es necesaria para su introducci6n en las c lasificac iones geomec,l n.i cas de los macizos recosos .

Dado e l gran numero de para metros a valorar, para la toma sistematica de los datos resul ta muy (Ilil utilizar estadillos como e l que se presenta en la Figura 4.2, que permiten anotar claramente las observaciones y medidas reali zadas. En e l caso de afloramientos extensos debenl ll tomarse varios pun tos 0 estac iones de medida en cada zona, en cada una de las cua les se rea liza la Loma de datos sistematica. C uanto mayor sea e l numero de rnediclas y eSlaciones reaHzadas, mayor sera la representativ idad de los resultados obtenidos en cuanto a caracterizaci6n global de l mac izo roeoso .

La descripcion de los parametros del macizo 1'0-

coso se rea liza a partir de los datos recogidos ell cada es taci6n; se eSlableceran los parametres referentes al nllillero de fami lias de discolltinuidades, orientac i6n y carac terfs ticas representativas de cad a una de e lias, detenninando Sll imporlancia relativa, tamano y forma de los bloq ues que conforman el maci zo~ grado de fracturac ion, etc., aSI como otros facto res que inIl uyen en e l comportamiento, como e l grade de meteorizaci6n y las propiedades hiclrogeologicas .

La caracterizacion global del macizo rocoso constill lye la fase fina l de l proceso descriptivo, y debe preporc ionar las condic iones geo l6gicas y geomecan icas de l m:lcizo en Sll conjunto . A partir de estos resul tados se ap lican las c1asificaciones geomecanicas, que proporc ionan informac i6n sobre 1£1 ca lidad y res istenc ia de l macizo, asf como dalos cllantitativos para su apl icac ion a diferentes fines conslructi vos (tuneles, ta ludes, etc.). Esta ultima fase requi ere una mayor ex periencia, y debe integrar e l conocimiento de la geologfa regional y de l emplazamiento. Los resultados de la caracte rizac ion geomecan ica de a floramj entos rocosos puedcll presentarse en forma de cartogra ffas de deta lle y ell perfiles geologico-geotecn icos.

~ DESCRIPCION DE MACIZOS ROCOSOS 239

Caracteristicas Y propiedades a describir en campo para la caracterizaci6n del macizo rocoso

Ambito Caractcristica Metodo Clasificaci6n

de estudio o propicdad

Idcntiti caci6n. Observacioncs de visu y con lupn. Clasilicaci6n geol6gica y geotecni ca.

Matriz Meteorizaci6n. Observaciones de vi sli. indices estandar.

rocosa Clasificaciones empfficas de

Resislenciu. Indices y ensayos de campo. resistencia.

Orientaci6n. Medida directa can brujula de ge6logo.

Espaciado. Mcdidas de campo.

indices y c1as ificaciones estundar.

Conti nuidad.

Rugosidad . Observaciones y mcdidas de campo. Comparaci6n con perfiles esUindar.

Marlillo Scbdmit. Chlsificaciones empfricas de Discontinuidades Resistcncia de las paredes.

Indices de campo. resislcncia.

Aberlura .

Rell eno. Observaciones y medidas de cam po. Indices estandar,

Filtrac ioncs .

Numero de fami lias de discontinuidades. Indices y c1asifi cnciones

Tamano de b\oque. Medidas de campo. est5nd ar.

Maci zo rocoso Inlcnsidad de fraclu rac i6n.

Grado de meteorizaci6 n. Observnc iones de campo. Clasifi cac ianes est<'indar.

Descripcion y zonificacion del afloramiento

EI primer paso en el eSlucli o de un afloramiento de un macizo rocoSO debe ser In identificaci6n del mi sl1lo y SlI descripcion general. Posteriormente se Ileva a cabo la divisi6n en zonas 0 sectorizacion y la descripcion de las mismas. Es !TIuy uti I realizar fotograffas y d ibujos esquematicos del afl oramiento, donde se pueden indicar las cnraclerfsticas basicas de cada zona,

Par 10 general , en un mHci zo rocoso pueden establecerse a simple vista, siempre que el atloram iento no sea muy ampiio. distinlas areas con difercnte aspecLo o tipos de materiales w cosos, par ejemplo, zonas con di stinla Iilologfa , elementos estructurales, grado de fracturacion, grade de meteori zacion, etc., 10 que permite una division in.icial par zonas. Esto I'acilita las

240 lNGEN1 ERiA GEOL6G ICA

posteriores descripciones y In aplicacion sistematica de los procedimientos en la toma de los datos y medidas. En ocasiones, si exiSlen pocos alloramientos a estos presentan poen extension, a s,i el macizo rOCQSO a caracterizar es muy umplio, esta tarea puede resultar dificil.

Se recomienda seguir la siguiente secucncia (Ferrer y Gonzalez de Vallejo, 1999):

a) Idcntiticacion del alloramicnto

Localizacion, situaci6n geogrM"ica, accesos, extension, caraclerfsticas geometricas, etc. Debe indicarse si es un afl oramiento natural 0 corresponde a una ex cavaci6n y las condiciones en que se enclientra.

-

PROYECTO: REAU ZADO POR: ESTAC ION: HOJ AJPLANO:

FECHA: LOCAUZACION: FOTO:

NATURAlEZA: POTENCIA: FORMACI N Y EDAD: UTOLOGIA

FORMACIONES NATURAlEZA Y TEXTURA: ESPESOR:

SUPERFICIALES ESTRUCTURA

FRACTURACI6N

RESISTENCIA DE MATRIZ ROCOSA

GRAOOSDE METEOR1ZACI6N

HIDROGEOLOGIA

RESISTENCIA " R" ESCLEROMETRO

PUEGUES FAlLAS

BlOQUES Muy grandes Jv Juntaslm~ < 1

Exlremadam, blenda (Una) o

Sana

Muy blanda (Navaja)

1

" Algo meleorizada

Grandes 1-3

Blanda (Punta martillo)

2

Medios 3·10

Media (1 Golpe mart illo)

3

arROS

Pequenos 10·30

Dura (+ 1 Golpe marlillo)

4 IV

Muy pequenos >30

Muy dura (Varies golpes)

5

'" Medianamenle meleorizada Muy meleorizada V

Complelamente meteOfizada

Sin presencia de agua Seco (con sel'iales de agua) Humado Goteos Flujo

30 45 38

FOTO

OBSERVACIONES:

, " "--, " ,

" " " -,

"" V .......... " , --. ---.::

'- - .... , ' .... , , , , , , ,

CROQUIS

"

"

'" IV

"

''''''''' ''' ,

Muy brechilicado >60

Extremadam. dura (SOlo raya 6con martillo)

VI Suela residual

CAUDAL ESTIMADO

'-

----' .. ---- -- .... _-- ---

ESPAC IADO en mm

TlPO DE PLANO

ABERTURA RUGOSIDAD

• u ~ • a ,

~ u c w 0

RELLENO S·Arena S·Srecha G·Gravas A-Arcillas M·Milonita

~ B ~

Q·Cuarzo C·Calcila

MeteorizaciOn

RELLENOS

Flltracienes Resislencia

kNlil'fAi Estad'il I t • ••••• I a para a oma de datos geomecanicos en campo (cortesia de Prospecci6n y Geotecnia).

4 DESCRIPCI6N DE MACIZOS ROCOSOS 241

b) Fotografias Y esquemas

c) Descripcion geologica general

Formaci6n y edad geol6gica.

Litol ogfa s. Estructuras observabJes a gran escala. Rasgos es tnlcluraies generales: macizo es tral ifi cado, fall ndo, fracturado, lllusivD, etc. Zonas alteraclas y mcteorizadas y espesor de las

mismas. Presencia de agua, surgencias, etc.

Es recomcnclable inc luir cuantos datos se aprec ien, inc luso los que puedan considerarse de inten!s seClIll

daria. S i ex iste alguna duda sabre las condic iones del aflo rarniento tambi en deben indicarse en la c1escrip

c ion.

d) Division en zonas y descripci6n general de ca

da zona

La zOllificaci6 n se realizara en base a criterios Jjtol6-gicos y estructurales consi derando los sectores mas a men os homogeneos del afloramiento, no siendo conveniente establecer de1l1asiadas zonas, aunque e l numero y la extensi6n de las mi smas dependent de l grado de

•

helerogene iclad de los materiales y estruclUras que formen e l 1l1flcizo, de la extensi6n del afl oramiento y del grado de detalle y finalidad de la invest igaci6n. Se debe realizar una breve descripci6n general de cada zona, sin enlrar en deta lles refe rentes a la matriz racosa 0 H las di scontinuidades, incluyenclo datos sobre la litologfa, estado de meteori zaci6 n, frac turaci6n Y presencia de agua. Estas descripciones cualitat ivas deben aportar una idea del material a estudiar, pera sin valorar cliantilati vamente las propiedades del 1l1ac izo y de

Sll S componentes. Para 1(1 di visi6n en zonas del aflorami ento Y la des

cripci6n general de cada una se recomjenda utili zar estadillos comO el de la Figura 4. 1.

e) Identificaci6n de zonas singulares

Zonas sillguiares son aquellas zonas, e lementos 0 estructuras no sis tematicas, que no se repiten en e l maCiZD, y que lienen intluencia en sus propiedades y comportamiento mecanico, por ejemplo fa ll as, diques, zonas de brecha, cavidades, zonas de fluj o de agua, etc. Estas zonas deben tratarse y describi rse de forma indi vidualizada, indicando la problema1ica especffi ca que presentan, asf como su influencia ell el comporta

miento general de l macizo.

Caracterizaci6n de la matriz rocosa

Los aspectos que deben describ irse en campo son:

Identificaci6n. Meteori zaci6n 0 alteraci6n. Resistencia a compresi6n simple.

Identificaci6n La identil1caci6n de visu de una raca se eslablece a partir de su composici6n y de su textura 0 re lac iones geometricas de SliS minerales. A estos cri terios descriplivos se linen las caracterfsti cas genet icas, cuando estas plleden ser deducidas de la paragenesis mineral , composici6n qUlmica, forma y estructll ra del yacimiento, y de las relac iones temporales y espaciales con otras racas.

242

Las observaciones mas practicas son:

Composici6n mineral6gica. Forma y tamaiio de los granos. Color y transparencia. Dureza.

INGEN IE RiA GEOLOGICA

Para la cOiTecta observacion de cstas propieclades es necesario limpiar la raca, e liminando la cap a superfic ial de alterac io n. Segllll e l tipo de raea, 011"OS aspectos que pueden ser determlnados son la presencia o ausencia de exfoliaci6n y la existencia de maclado y

tipo de macla. La COllllJosicion mineral6gica permile clasificar Ii

to l6gicamente la raca. Los minerales 1m's C0 J1111neS que forman las racas se plied en identificar a nivel de muestra con lIna Illpa, si las dimensiones del mi_neral 10 permiten. La identiJicac i6 n dewllada de los nlinerales rcquiere un estudio petragrafico mediante h'imina delgada. que 5e rea li zara siempre que ex istan dudas en la ident ificaci6 n de los mismos.

Una vez descritos los minerales, se nom bra y c las ifi ca \a raca. EI sistema mas recomendable se basa en c las ificaciones geol6gicas enfocndas hacia usos geotecnicos. En e l Cuadra 4 .2 se incluye la c lasificaci6n propuesta por la Sociedad Internacional de Mecanica

de Rocas (ISRM).

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4 DESCR IPCION DE MAC IZOS ROCOSOS 243

La identificaci6 n de la roea se completa definiendo el tamano de grana y el color. En el Cuadro 4.2 de clasificaeion de roeaS para lI SOS geoteenicos apareee el tHmano de grana C01110 c riter io de clasificac i6n , adoptando las roeas sedimcntarias una te rminologia especffica en fUIlc i6n de esle pan'imetro.

EI tamafio de grano haee refercncia a las dimensiones medias dc los milleraies a fragmentos de roca que componen la matriz roeosa. La estimaei6n dcl tamana de grana se reali za nOl'lnalmente de visu, con una regia 0 con la ayuda de comparadores de tamana. En roe as de granD fino es util la ayuda de una lupa de mana. EI tamano de las parlfcu las minerales que componen la roca puede sel' homogeneo (rocas equi granulares) a presentar variacioncs importantes (hcterogra

Illil ares) . Los terminos utilizados y los inlervalos de tamano

reconocidos internacionalmente son los indicados en

el Cuadra 4.3.

Clasificacion del tamafio de grana de las rocas

Descl'ipcion Tamano E(IUivalencia con los del grano tipos de suelos

Grano grueso >2 mm Gravas

Orano media 0,06-2 mm Arenas

Grano fino < 0,06 111m Limos y arci llas

E I color de una roea depende de los mineraies que la componen. Algunos minerales tienen un color di stinli vo, pero frecuenlemente contienen sustancias 0

impurezas que 10 modifican. EI color se puede describir de forma semejante al de los slIe los, clando un color principal seguido de UIlO secundari o e indicando, par ultimo, la intensidad que presenta (por ejemplo, granito gri s verdoso claro). Existen cartas de eolores que se emplean para la eomparacio n, cv itando as! cualquier grado de subjeti vidad en la desc ripcio n. La observacion debe reali zarse sabre 1a roca fresca, una vez reti rada la capa superfic ial de alterac i6 n.

Cliando la roca no ha sufrido pracesos de alteracion y presenta un color original y caracteristico, se defin e como roca sana. Las variaciones de coloracion de la roca en el a fl oramiento indican que el material rocoso ha sufrido pracesos de meleorizac ion. La variacion en la coloracion puede afectar a todos los minerales const itu yentes 0 solo a al gunos, aspecto que ha de indiearse en la descripci6n.

Z44 INGEN 1ERIA GEOLOG ICA

•

La dureza es una propiedad directamente relac ionada con la resistencia, que depcnde de \a composicion mineralogica y del grado de alteracion que afec te a la roea. Su descripei6n es cuali tativa. Generalmente se adoptan coma erite rios 11.1 densidad y la resistencia de In roca, es tableciendose el grado I para la roea menos densa y resistente (y = I ,S tim' y cr, = 50 kg/ cm2 ) y e l grade 14 para la mas densa y resistente

()' = 2,7 tim' y ",. = 1.800 kg/em' ). Para evaluar la dureza de los minerales se emplea

la escala de Mohs, que asigna Ull va lor de I para el mineral mas blando (talco) y un valor de i 0 para e l mas dura (diamanle).

Meteorizaci6n

EI grado de meteorizaeio n de la roca es una observacion importante en cuanto que condiciona de forma c1efiniti va sus propi edacles meca nicas. Segtl11 avanza el proceso de meteorizacion aumentan la porosidad, permeabilidad y deformabilidad del material rocoso, al ti empo que disminuye su resistencia. Los procesos de meleorizaeio n ffsiea y qUlmica que afectan a las rocas se describen en el Apartado 3.2 del Capitulo 3.

La identificacion del estado a grado de meteorizacion de In matriz rocosa se puede reali zar de forma sistemalica a parti r de las descripeiones del Cua

dra 4.4.

Descripcion del grado de meteorizacion

Tcnnino Descripci6n

Fresca No se observan signos de meleori za-<.:i6n en la malriz roeosa.

Decalorada Se observan eall1bios en cI co lor ori-gi nal de la Illfllriz rocosa. Es COllve-niente indicar el grado de cambio. Si se observa que el cambia de color se rcstringe a lIno 0 algunos minerales se debe mcncionar.

Desinlegrada La l'Oea se ha ll iterado al eswdo de

un sue 1o, manlen iendose hI fabrica original. La roca es friable , pero los granos ll1inerales no cslan descom-

pucSIOS.

Descompuestll La roca sc ha allerado OIl eslndo de un sueio, al gllllo a lodos los Illinera-les est~ n descompucslOS.

b)

c)

Will"" Dlferentes grados de meteonzaclon de matnz roeosa granftlca. a) roea llgeramente decolorada, can cam bios en el color angi

nal de la matnz rocosa: b) roca deslntegrada. alterada al estado de suelo. mantemenda la fabnca angmal, c) roea descom

puesta, con mmeraJes descompuestos y perdlda de la textura ongmal. Los elementos de eseaJa de las fotografias correspon

den a 30 em (a y b) Y 2 m (c): (cortesia de ProspeCCl6n y Geotecn;a).

Las condiciones climaticas son el principal agente en la meteori zaci6n, y el aspecto q ue ofrecen las rocas meteorizaclas varia para las distintas regiones climaticas. En la Figura 4.3 se presentan algunos ejemplos mostrando diferentes graclos de meteorizaei6 n de la matriz racosa. Los distilltos tipos de roeas SOil afectaclos desiglla lmente por los procesos de meteorizacion (como se descri be en el Apartado 3.2 del Capftu-10 3), siendo es tos mas intensos cllan to mayor es e l tiempo de ex posici6 n a los agentes atmosfedcos.

Resistencia

La res istencia de la matriz roeosa pllede ser estimada e.n e l afl oramiento mediante Indices de campo a a parh.1' de correlaeiones can datos proporeionados pOl' senCIU OS ensayos de campo, como el ensayo cle earga puntual PL T a el martillo Schmidt.

Los indices de campo penni ten una estimaei6n del rango de resistencia de la roea. Los criterios para Sll

ident ificaci6n aparecen descritos en el Cuadro 3.7 del Capftulo 3, y deben ser aplieados sobre la raca una vez limpiada la capa de alteracion superficial.

E I ensayo de carga puntual 0 de roturn entre puntas, PLT, pennite obtener un fnd ice, Is, eorrelacionable can la resislencia a cOlllpresion simple. Mediante el mal'tillo Schntidt 0 esclerometro se mide la resistencia al rebate de una superfie ie rocosa, que se correlaciona can la resistencia a com presion simple. En el Apartado ~ cI~1 Capitul o 6 se describen ambos ensayos y sus aplJcaclOnes; enias Figuras 6.68 y 6.69 de clicho capftulo se muestran los dos aparatos de ensayo. En ambos casos es recomendable tomar un numero elevado de med idas y rea lizar su anal isis estadfstico. Con los valmes de res istencia obtenidos call estos metod os se puede clas ificar la matriz racosa en base a los criterios del Cuadra 4.5.

~ DESCR IPCl6N DE MACIZOS ROCOSOS Z4S

Clasifieaeion en base a la resistencia de la roea

Rcsistcncia a compresi6n simple (MPa) Descripci6n

I-S Muy btanda

5-25 Blanda

2S-S0 Moderadamente dura

SO- IOO Dura

100-2S0 Muy dura

> 2S0 Extremadamente dura

Descripcion de las discontinuidades

Las discontinuidades cond icionan de Llna forma de ri nitiva las propiedades y el comportam iento resistente, defonnacional e hidrau lico de los macizQs roeDSDS.

La resistencia al corte de las di scontinu idades es el aspecta mas importante en la determinac i6n de la resistencia de los macizos roCOSDS duros frac tmados, y para su es timaci6n es necesario definir las caracterfsticas y propiedades de los pianos de di scontinuidad.

En el Apartado 3.5 del Capitulo 3 se describen los tipos de discontinuidades Y se definen los paramelros fisicos y geomelricos que condicionall sus propiedades y su comportamiento mecanico. La descripcion y medida de estos partlmetros para cada familia debe

ser realizada en campo:

Orientacion. Espaciado. Continuidad 0 persistenc ia. Rugosidacl. Resistencia de las paredes. Aberlura. Re lleno. Fil traciones.

Algunos de estos pan\melros, como la rugosidad, resistencia de las paredes, apertura y re lleno, determinan el comporlamiento mecanico y la resistencia al

corte de las discontinuidades.

246 INGEN IERiA GEOLOG ICA

Orienta cion

Las discont inuidades sistemaricas se presentan en famili as con orientacion y caracterlslicas mas 0 menos homogeneas. La ori entacion relativa y el espaciado de las difercntes familias de un macizo roCOSO definen la forma de los bloques que conforman el macizo. La orientacion de las d iscontinuidades can respecto a las estructuras u obms de ingenierfa condiciona la presencia de inestabilidades Y roturas a su favor. En la Figura 3.68 del Capitulo 3 se presentan ejemplos de la influencia de la orientacion de los pIanos de deb ilidad en obras como taludes, presas Y tu ncles.

La orientacio n de una cli scontinuidad en el espacio qlleda definida por Sll direccion de bllzamiento (direccion de la !fnea de max.i ma pendiente del plano de discontinuidad respecto al norte) y por su buzam iento (incli nacion respecto a la horizontal de dicha lfnea). Su medida se realiza mediante la brujula con clino

metro 0 con el diaclasfmetro. La d ireccion de buzamiento se mjde siguiendo la

d irecci6n de las agujas de l re loj desde el norte, y varfa entre 0" y 3600 . EI bllzam iento se mide mediante e l clinometro, con valores entre 0" (capa horizontal) Y 900 (capa vertical ). Los valores de direccion de bllza-

&lIif'" R~pres~nt~ci6n esquematica de las propiedades geometricas de las dlscontmuldades (Hudson. 1989).

miento y buzarruento se slle len registra r en este orden en los estadi ll os, indicando el tipo de discontinuidad al que corresponden los valores. Por ejemplo, la notacion So 270°/600 indica un plano de estratificacion con un buzamiento de 60° seg llL1 lIna d ireccion de 2700

•

Tambien puede de fi nirse la orientacion de lin plano de discontinuidad pOI' su rumba 0 direccion (angulo que forma una linea horizonta l trazada sobre e l p~ano de di sco nt inuidad con el norte magnetico, mjdICndo hacia el este) y su buzamiento, debie nc10 indicar en este caso el sentido del buzamiento (norte, sur, este, oeste). La direccion del plano y la d ireccion de bllzami ento forman un ungul o de 900 (Figura 4.5). Ejemp lo: la notaci6n J2 135"/50" SW indica un plano de discontinuidad que pertenece a la familia de diaclasas J2 con una d ireccion de J 35 0 respecto al norte y hacia eJ este y con un buzamjento de 500 hacia e l suroeste; la ori entacion de esle mismo plano tambien queda definida pOl' 3 15'/50" SW 0 por 45' W/5 0" SW.

Es aconsejable med iJ" un numero sufi ciente de orientaciones de discontinuidades para definir adecuadan~ente cada familia. EI nllmero de medidas dependera de la dimension de la zona estllcliada, de Ja aleatoriedad de las orientaciones de los pianos y del detalle de ana l isis. Si las orientaciones son constantes se puede reducir eJ nllmero de medidas.

La representacion grfifica de ]a ori entac ion de las diferentes fami Li as de discontinuidades puede realizarse mediante:

- Proyeccion estereograFica, representancio los palos a planas can valores medios de las diferentes farniLias. Diagramas de rosetas , que permjte ll representar un gran numero de medidas de orientacion de fo rma cuan ti tativa (Figura 4.6). B loques diagrarna, perrnitiendo una vision geI~era l de las familias y sus orientaciones res pectl vas, como se muestra en la Figura 3.77 del Capitulo 3. Stmbolos en mapas geologicos, que indican los valores medias de direction y la direccion y valor del buzamiento para los diferentes tipos de discontinu idades Ulintas, fa ll as, foliacion, etc.).

Plano de discontinuidad

o = direcci6n del plano

fJ = buzamiento a = direcci6n

de buzamiento

Plano de discontinuidad

Medida de la orientaci6n de discontinuidades.


70-90 y--

N

/30-40 S

WIII'M" Represent aci6n de datos de orientacion en un diagrama de rosetas segun dos metodos (ISRM. 1981).

Espaciado

E l espaciado entre los pianos de d iscontinuidnd conclicio na e l tamaiio de los b\oques de matriz rocosa y, pOl' tanto, define el pape l que es ta tendnl en e l comportamiento mecanico de l l11ac izo rocoso, y su impor-

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•

tancia con respecto a 1a intluencia de las discontinuidades . En macizos roCDSOS con espaciados grandes, de varios metros, en los procesos de deformaci6n y rotura prevalecen'i l1 las propiedades de la matriz rocosa a de los pianos de disconti nuidad segun la escala de trabajo considerada y la situac i6n de Ia obra de ingenierfa con respecto a las discont inu idades; si los espaciados son menores, de varios dedmetros a I 6 2 metros, el comportamiento del macizo 10 detenninaran los pianos de debiUdad; pa r (litimo, si el espac iado es muy pequeno el macizo estan'i muy fracturacto y presentant un comportamiento «is6tropo», control ado par las propiedades del conjunto de bloques mas 0

menos uni formes. El espaciado se define como la distanc ia entre dos

planas de di scontinuidad de una misma fam il ia, medi da en la d trecci6n pe rpendicular a d ichos pianos. Nol'mal mente este valor se ref ie re al espac iado med ia a modal de los valores medidos para las discontinuida

des de una misma famiEa. La medida del espaciado se realiza can una cinta

metrica, en una longitud sufic ientemente representativa de la frecuenc ia de discont inuidades, al menos de tres metros. Como norma general , la longitud ele l11eelida debe ser lInas ctiez veces superior al espaciado. La c inta debe colocarse pe rpendicularl11ente a los pianos, registrandose la di stancia entre d iscontinllidades

adyacentes. Por 10 genera l, las superfic ies expues tas de los afl o

ral11ientos rocoSOS no perl11jten realizar las l11edidas de l espaciado en la direcci6n perpendicular a las su-

fami lia 1

familia 2

familia 3

~ --------

~I

Uk""'" Medida del espaciado en una cara expuesta del afloramiento (ISRM , 1981).

Z48 INGEN1ERiA GEOL6G ICA

pelt'ic ies, y 10 que se miden son espaciados aparentes debi endose aplicar las correcciolles necesarias par~ obtener e l espaciado real. La Figura 4.7 representa una cara de un afloramiento en la que lll1 icamente se pueden mediI' los espaciados aparentes de tres familias de discont inu idades . Colocando la c inta metr ica perpendicular a las trazas de los pianos de cada familia, se mide 1a distancia d, que debera ser corregida para ca lcular e l espac iado rea l:

e = d · sen a.

siendo e e l espaciado real, d la distanc ia media medida con la c illta y (L el angulo entre la lfnea de medic i6n y la direcci6n de la fa mil ia.

El espac iado se describe segull los terminos del Cuadro 4 .6. En la Figura 4 .8 se presentan ejempl os de discontinuidades can diferentes espaciados.

a)

b)

Oescripcion del espaciado

Descril)cion Espadado

Extrcmudumente junto <20 mm

Muy junto 20-60 mm

Junto 60-200 mm

Modcrada mente junto 200-600 mm

Separado 600-2.000 m rn

Muy separado 2 .000-6.000 111111

Extrcmadamcnte separado > 6.000 mm

c)

Ejemplos de espaciados de discontinuidades en afloramientos. a) Espaciado «muy j unto» (5 em) en la familia principal de discont inuidades con direcci6n perpendicular a la regia: b) Macizo caUzo con dos fam ilias principales de discontinuidades. una vertical con continuidad " median y una horizonta l con continuidad "muy baj a» . ambas con espaciado «muy j unto» y formando bloques «muy pequeiios»: c) Macizo cuardtico de buena calidad con discontinuidades horizontales y verticales «separadas» . con espaciados del orden de 0.5-1 metro.

4 DESCR[PC[ON DE MAC[ZQS ROCOSOS Z49

Continuidad La continuidad 0 persistencia de un plano de discontiIluidad es SlI extension supe rfic ial , medida por la 1011-gitud segun In direccion del plano y segun su bllzamiento . Es un pan\metro de gran importancia pero de diffc il c lIanlificaci6n a partir cle la observaci6n de afloramientos, en los que normal mente se ven las trazas de los pIanos de discontinuidad seglln lIll buza

mienta aparente. La meclida de la continuidad se realiza con una c in

ta metrica. Si el atloramiento pennite la observaci6n tridimensional de los pi anos de discontinuiclad, clebe["(til medirse las longitudes a 10 largo de la direcci6n y del buzamienla. Las discontinuidades pueden 0 no terminar contra otm di scontin uidad, debiendo indicarse en la descripc ion. Es importante destacar las famili as mas continuas, ya que por 10 general senln es tas las que condjc ionen principal mente los pianos de rotura del macizo rocoso. La continuidad se describe se

gl\1l e l Cuadro 4.7. Por 10 general, las discontinuidades singulares, co

mo las fa ll as y los diques, sue len ser mlly continuas, y representan los mayores pianos de debi lidad en e l mac izo rocoso, par 10 que deben ser caracterizadas y

descritas can especial atencion.

Continuidad Longitud

Muy baja cOlltinuidad < 1m

Baja continuidad 1-3 m

Continu idad media 3~ 10 III

Alt a continllidad 10-20 m

Muy alta continuidad >20 m

(ISR M,1981).

Rugosidad

La descripcio n y medida de In rugos idacJ liene C0 l11 0 princ ipal fi nalicJad la evaluac io n de la res islencia al corte de los pianos, T, que para discontinuidades sin cohesion puede ser es timada a partir de datos de campo y de expresiones empfri cas, como se desc ri be en e l Apartaclo 3.5 del Capitulo 3 y en el Recuadro 4.1 , al fi na l de este aparlado. La rugosidad aumenta la res islenc ia al corte, que dec rece con e l aumento de la abertura y, por 10 general, con el espesor de relleno.


(a)

L/~~L / 7----;~ =-,-~

I / ,--- - -,-!.. _ L ;-' _I

)

(c) (d)

I -c-

- , "\ " (--- --f

,,-I-- "-

(e)

Diagramas mostrando distintos modelos de conti~ nuidad 0 persistencia de varias familias de disconti~ nuidades (ISRM. 198t ).

EI te rm ino rllgos idad se emplea en sentido amplio para haccr referencia tanto a Ia ondulaci6n de las superficies de discontinuidad, como a las irreglliaridades 0 rugosidades a pequefia escala de los pianos, definidas en acasiones como de 1.° y 2.° orden respecti vamente. La descri pcion de la rugosidad requiere, pues, dos escalas de observacion (Figura 4. 10):

Escala deci me trica y metrica para la ondulacion de las superficies: superficies planas, onduladas

o escalonadas. Escala milime trica y centimc trica para la rugosidad 0 irregularidad: superficies pulidas, Iisas

o rugosas.

La rugosidad puede ser medida e ll campo con diversos metodos, dependi enda de la exactitud requeri da, de la escala de medida 0 de la acces ibi1idad al atlmamiento, incluyendo desde est imaciones cuali taLi vas hasta medidns cllantitati vas. EI metoda mas sencillo y nlpido es la comparacion visual de la disconti nuidad con los perfiles eslandar de rugosidad de la Figura 4. 11. Clialitati vamente un plano de di sconti nllidad puede ser, por ej emplo, ondu lado-liso, plano

rugosos u ondulado- rugoso.

/ /

/ i ..... _ / _:;..-" .....-: i1 ------

~ /~ _~--l2-----

- - - - - - - R::d a escala milimetrica 0 cantrimetrica

W!I!,c'''' Ondulacion y rugosidad de una superficie de discontinuidad.

Rugosa -I

Lisa \ ~

II

Pulida

III

Escalonada

Rugosa ~ -IV

Lisa - - -V

Pulida -VI

Ondulada

Rugosa

VII

Lisa

VIII

Pulida

IX

Plana

UM'"'''' Perfi les de rugosidad. La longitud de los perfi les es~ ta en el rango entre t y to metros (ISRM. t98t).

En las Figuras 4. 12 y 3.78 de l Capitulo 3 se preselllan diferenles ejemplas de descripcion de la rugosidad y atros para metros de las superficies de discontinuidad.

Existen otros metodos mas precisos que permiten realizar medidas cuantitativas de la onc1ul aci6n y la rllgosidad:

Rea li zacio n de l)erfiles lineales. Para elJ o se apoya lIna regia sabre las rugosidades mas salientes y se registra, a intervalos regul ares, la di stanc ia entre la regia y la superficie de 1£1 discontinu idad (consideranda esta como la di recc ion media del plano) , obteniendose (lSI un reg istro detail ado de valores x~y a partir de los c llnles se pueden obtener los angulos de rugosidad II ondulac io n. La distanc ia de medida de~ pende de la escala de las rugosidades, desde algunos dec1metros para la rugos idad a peq uena escala hasta aigullos metros para las de escala decim et rica 0 l11 etrica. Metodo de los discos. Este metodo se utiliza para medir los ::'i ngll los de rugosidad de l plano de di scontinuidacl en varias direcciones, IllUY uti I cllando no se conoce la pos ible direccion de 1110vimiento. Los resultados aportan las var iac iones locales de la superfi c ie de d i scantinui ~ dad respecto a su buzamiento general. EI metodo Mcollsiste en colacar lInos di scos pIanos de c1iferente diametro (5 , 10, 20 0 40 cm seglill la escala de trabajo) sobre distin tas zonas de la discontinuidad , y medir can una brujula la direccion y buzClmiento de l disco . C uando el disco ut ili zado es grande (par ej cmplo de 40 cm), e l <l ngulo de rugos iclad medido sera menor que con di scos men ores, COIllO se observa en la Figura 4.13. Los resu ltados se pueden representar es tereografic:.t11lente con respecto a diferentes posibles d irecciones de des li zamiento a movimjento sobre e l plano .

Las medidas deben ser rcali zadas sobre perfil es representa ti vos de In rugosidad de los pIanos. Para es ta

~ DESCRIPCION DE MACIZOS ROCOSOS 251

a) b)

W"!fiSt) a) Oiscontinuidad «ondulada-iisa» con ((alta continuidad» en un macizo volcimico; b) discontinuidad «plana-rugosa» en cuar

eitas. Los elementos de escala de las fotografias corresponden a 2 m y 30 em respectivamente.

\

Medida del buzamiento

Brujula

\ \ Disco

/

ijl!!iifi'H Metoda de los discos para medida de la rugosidad en discontinuidades (ISRM. 1981).

blecer los va lores de los angulos de rugosidad y de ondu lac i6n se recomicncla Ileva!' a cabo un gran numero de mcclidas. Si se conace 0 presllme la direcci6n de c1es li zarniento pOlencial a favor de Ulla cii scontinui dad, sera a 10 largo de esta clonde debera se l' estimada In I'ugosiciaci. Si esta diJcccion es ciesconocicia, deberan caracleri zarse las rugosidades para varias posibl es direcciones de deslizami ento en e l plano de discontinuidacl.

252 INGENIERiA GEOL6G ICA

Resistencia de las paredes de la discontinuidad

La resistenc ia de la pared de una discontinuidad innuye en su res istencia al corte y en su deforlllabilidad. Depende de l tipo de Illatriz roeosa, del grado de alteracio n y de la existenc ia 0 no de re lleno. En discontinuidades sallas y li mpias, In resistencia serfa If!

Alteracion par oxidaci6n en las superficies de discontinuidad de un macizo rocoso de cuarcitas, mientras que Ja matriz rocosa permanece fresca .

mi sllla ele la mntriz rocosa, pe ra generallllente es menor debido a la meteorizacio n de las paredes : los procesos de alteracio n afectan en mayor grado a los pi anos de c1i scontinuidad que a la matri z rocosa (Figura 4. 14). Por este moti vo, junto a la medida de la resistenc ia de las paredes de la discontinuidad debe ser es lilllado e l grado de meteorizaci6n de la matriz roeosa, segun e l Cuadro 4.4.

La res istencia puede eSlimarse en cam po con e l martillo Schmidt, apl icrindolo di rectamente sobre la di scontinuidad, siguiendo e l procedimiento descrito en el Apartado 6.5 del Capitul o 6 para mediI' la res istencia de la Illatriz rQcosa, a a parti r de los indices de campo de l Cuadra 3.7 de l CapItulo 3, donde, en general , la res istencia de 10 pared rocosa esta r{l comprenclida enlre los grados Ro a R(i .

En ambos casos las medidas dcben realizarse sobre paredes representati vas de l cstado de a lterae ion de las discontinuidades, considerando talllbie n las c1i scon linuidades mas frecu entes 0 mas signifi ca tivas en e l mClcil.o rocoso.

Abertura

La abertllra es la di slanc i'a perpendi cular que scpara las paredes de la discontinuidacl cuando no ex iste relIe llo (Figura 4. 15a). Este par:lmetro puede ser muy variable en diferentes zonas de un mi slllo mHcizo rocoso: mientras que en supeli"ici e la abe rtllra puede ser alta , cs ta se reduce con la profunclidad , puciiendo Il egar a cerrarse. La influenc ia de la abe rtura en la res istencia al corte de ]a c1i sconlinuidad es importante incluso en di scoillinuidades muy cerradas, al 1110difiear las tensiones efec tivas que aclu an sobre las paredes . Los procesos de despiawmielltQ en la discontinllidad

o de di soluc ion pueden dar lugar a aberturas impor

tantes. Su medida se realiza directall1ente COil una regia

graduada en Illilfmetros. Cuando la separac ion es muy pequeiia se puede emplear un calibre que se introduce en la abertura. Debe indicarse si la abe rlura de Llna cl iseonti.lluiclacl presenta variaciones, realizandose medidas a 10 largo a l menos de 3 111. La descripc ion se rea liza segun la terl11inologfa de l Cliadro 4.8. Las medidas han de realizarse para cada fa mi lia de disconti tluidades, ndoptando los valores medias mas representativos de cada una de e lias.

Descripci6n de la abertura

Abertura Description

< O, lml11 Muy cerrada

0,1-0,25 mm Cerrada

0,25-0,5 mill Parcialmenle ab ierta

0,5-2,5 rmn Abierta

2,5- 10 mill Moderadamcnlc aneha

> 10m111 Ancha

1- 10 em Muy aneha

10-100 Clll Extrernadamcnte aneha

> I m Cavcrnosa

(ISRM. 1981).

Relleno

Las discontinuidacles pueden aparecer re llenas de Ull

material de Ilaturaleza ciislinta a la roea de las paredes . Existe gran va rieclad de materiales de relleno con propiedades f1sicas y meci'inicas l11uy variables. La presencia de rc lleno gobierna e l comporlamie lllO de ]a

di scontinuidad, por 10 que deben sel" reconoc idos y descritos lOdos los aspectos re ferentes a Sli S prapieclades y estado. Debe tenerse en c lienta que si se trata de materiales blandos 0 a lteracios, e.stos pueden sufrir variaciones importantes en sus propiedades res istentes a carto plazo si cambia Sli contcnido en hUllledad 0 si ti e lle lugar al gun Illovim iento a 10 largo de las junli:l.s.

Las caraclerfslicas principales de l reHeno que deben describirse en el aflorami ento son: su natu raleza, espesor 0 anehura, res istencia al corte y permcabili dad (los dos ultimos para metros de forma indirecla 0

cualitati va):

~ DESCRIPCION DE MACIZaS ROCOSOS 253

a)

IQliI'!D"Zfl¥~" ~&E11 a) Discontinuidad de abertura (Cmuy ancha>J sin reIlena, en areniscas; b) Discontinu idad «plana rugosa», con abertura «ancha,j Y rel1eno arci!loso seeD;

254

c) Discontinuidad (condulada-rugosa» en calizas con abertura «muy ancha» y relleno arcil1oso. Los elementos de escala de las fotografias corresponden a 0.5 m (a) y 30 em (b y e): (cortesia de Prospeeci6n y Geotecnia).

La anchura se mide direc tamente con una regJa

graciuada e n 111111 .

La descri pci6n del re lleno incluye la idenl ificaci6n del mate ria l, desc ri pci6n minera l6gica y tamano de grano. Si e l re ll eno proviene de la descomposicion y alteraci6n del material de las paredes de la d iscontinu idac1 , debeni SCI: evaluado Sll grado ele meteor izacio n, que normalmcnte sent descompueslo 0 desintegrado (Cuadro 4.4). La resistencia se puede estima r medi ante los Indices de campo del Cuad ra 3.7 del Capitulo 3 (si e l re lleno es b lando correspondera a los grados SI a So), 0 mediante ]a utilizac io n del escler6metro 0 marti llo de Schmidt, cuyo procedimiento de medida se detalla en el Apartado 6.5

de l Capitulo 6. Debe ind icarse e l grado de humeciaci , y estimarse cua li tativamente la permeabilidad del mate

ri al de relleno. E n caso de poder reconocerlo, se ind icara si ha ex istido despiazamienlo pOl' corte a favo r del

INGEN IERiA GEOLOG ICA

b)

c)

relleno, en cuyo caso sus propiedacles y es tructum mineralogica habnln sufrido cambios con respecto a l estado inic ial.

Circulaci6n de agua a favor de discontinuidades en un macizo rocoso muy meteorizado de areniscas (cartesia de Prospecci6n y Geatecnia).

. I I '

Evaluaci6n de la resistencia al corte de discontinuidades a partir de datos de campo

La resistencia al corte de discontinuidades sin cohesion puede estimarse a partir de datos de campo mediante e l criterio de Barton y Chou bey (1977), como se describe en el Apartado 5 del Capitulo 3:

'" ~ ,,;, tg (JRC loglO (JCS/ ,,;.J + ¢) donde:

(JRC loglO (JCS/",,) + ¢) representa e l ,\ngulo de fri ccion de pi co de la c1iscontinuidad, cPl'

T" = resistencia al corte de pico en discontinuidades rugosas sin cohesi6 n.

cr;1 = esfuerzo normal efecti vo sobre e l plano de discontinuidad .

JRC = coeficiente de rugosidad de la discontilluidad JCS = resistencia a compresi6n simple de la pared de la

discontillliidad. cPr = angulo de rozamiento residual de la discontinuidad,

que puede ser estimado a pmtir de la expresi6n:

¢,. ~ (¢" - 20°) + 20'(r/R)

En la F igura 4. 15 se presentan ej emplos de discontinuidades con rellenos.

Filtraciones EI agua en el interior de un macizo rocoso procede genera l mente del fluj o que ci rcula por las d iscontinui-

Descripcion de las filtraciones en discontinuidades

Clase Discontilluidades sin rclleno

siendo r el valor del rebate de l marri no Schmidt sobre la pared de la disconti nuidad, R el valor de l rebote del martillo Schm idt sobre la matriz rocosa y cP" el angu io de friccion basico del material. Los valores de R, ,. y JCS se est imall en campo segull se expJica en e l Apartado 3.5 del Capitulo 3; e l valor de cr:1 se ca1cula en fUllcion de la carga Litostatiea sobre la d iscontinuidad, conociendo la densidad del material roeosO y, en S1l caso, la pres i6n de agua. EI valor de CPu puede estimarse a partir de tablas bibliogriifi cas (Cuadra 3. 13 del Capitulo 3). EI valor de l coeficiente de rugosidad JRC se estima pOl' comparacio n a paJ1ir de los perfiles tipo que aparecen en la Figura 3.85 del Capitulo 3.

Para la estimaci6n de la resistencia friccional de LIll a discontinuidad puede rea lizarse un senc illo ensayo de campo, denomillado lilt test, que penni te la comparacioll de los valores obten idos con los ca1culados por el metodo empfrico an terior. EI ellsayo se describe en el Apartado 6.5 del Capitulo 6.

dades (penneabilidad secundaria) , aunquc en c ie rlas racas permeables las filt rac io nes 11 traves de la matri z rocosa (permeabi lidad pri maria) pueden ser tambicn importalltes. Las observac.ioncs respeclo a las fi ltraciones en discontilluidacles , tanlo si se presentan rellenas como si aparecen limpias, puedcn seguir las desc ripciones de l Cuadra 4 .9 .

. Discontinuidades con rellcno

I Ju nta muy plana y cerrada. Aparece seca y no parece Rell cno muy consolidado y seeo. No es pasible el nujo pasible que ci rcule agua. de agua.

II Junta seca ~in evidencia de f1ujo de agua. Rell eno humedo pera sin agua libre.

ro Junta seca pero can evidencia de haber circulada ugua . Rell eno Inojado con gotea acasional.

IV Junta humeda pera sin agua libre. Rell eno que l1l uestra senales de lavado, flujo de agun continuo (estimar cl caudal en Ijmin .).

V Junta can reZllllle, ocasionalmente goteo pera sin nujo Relleno localmente lavado, f1ujo considerable segun continuo. canales preFerentcs (estimar caudal y presi6n).

Vl Junta con l1ujo continuo de agua (estimar el cHudal en Rell enos completamcnte lavados, presiones de agua Ijmin. y la presi6n). elevadas.

(ISRM , 198 1).


Parametros del madzo rocoso

Para In caracterizaci6 n global del m3cizQ rocoso a partir de datos de aflorami entos, aciemas de 1a descripcion de Sll S componentes, la matriz rucosa y las discontinuidades, deben ser considerados otras factores representativos del conjunto, CO Ill O son:

Numero y orientaci6 n de las fumi lias de discon

tinuidades. Tamuiio de bloque e intensidad de fracluracio n. Grado de meteorizac i6 n.

Numero y orientacion de familias de discontinuidades

EI comportamiento mecanico del macizQ l"Oeoso, su modele de deformHci6n Y Sli S mecan ismos de rotura est,ll1 condicionados pOl' e l nll1l1ero de fam ilias de discontinuidades . La orientacion de las difere ntes fu milias con respecto a una obra 0 instalaci6n sabre el terreno puede detenninar, aclemas, la estabilidad de la

ll1isll1a. La intensidad 0 grado de frac turaci6n y el tHlllaiio

de los bl oques de ll1atriz racosa vienen dad os por e l numera de famil ias de di scontinuidades y por e l espac.: iado de cada fami lia. Cada una de las familias queda carac teri zacia por Sll orientaci6n en e l espacio y par las propiedades y caracterfsticas de los pianos.

En los recollocimientos de ca mpo de los macizos rocosos deben ser registradas tadas las fami \ias presentes, y evalunr su grado de importancia relati va. Este grado puede ex presarse mediante la asignaci6n de numeras correlativos para las familias de mayor a menor ill1portancia. Asf, la fam ili a principal (con mayor continuidad, menor espaciado, mayor abertura, etc.) serfa la familia numero uno.

La oricntaci6n medi a de una fa mjlia se evalua mediante la proyecci6 n es tereograFica 0 la construcci6n de ciiagramas de rasetas con los datos de las orientac ia nes Illcdidas para cad a di scontinuidad. Actualmente existen pragramas infonmlticos para rea lizar estos trabajos de una forma nlpida y exacta.

EI macizo puede clasificarse por el nlimero de fall1ilias segun e l C uadra 4. 10, variando entre macizos racosoS masivos 0 con una lm ica fa mili a de di sconti nllidades, por ejemplo un macizo rocoso granfti co, y macizos con cuatro 0 mas fam ili as de discontinuidades, como puede ser un afloramiento de pi zarras ple-

256 INGENIERiA GEoI.6G1CA

Clasificacion de macizos rocoSOS par el numero de familias de discontinuidades

TillO de macizo Ntimero de t'mnilias rocoso

I Masivo, discontinuidades ocas ionales .

n Una familia de discontinuidades.

III Una famili a de di scontinllidades mas otras ocas iona les.

IV Dos familias de disconli nllidades.

V Dos familias de discontinuidades mas otms ocasionales.

VI Tres ramilias de discontinu idades.

vn Tres fami li as de discontinuidades mas Olms ocasionales.

Vlll Cualro 0 mas familias de discontinuidades.

IX Brechificado.

(ISRM, 1981).

gada e intensamcnte fracturado. La presencia de tres fu milias principales de di scontinuidades ortogonales entre sf es frecuente ell los macizos racosos sedimentarios, siendo una de las fami li as la es tratificaci6 n.

Las familias de di scontinuidades se pueden represelltar graFicalllente mediante bloques diagrama como los de las Figuras 4. 17 y 3.77 del Capitul o 3, penni tiendo asf la visuali zaci6n espacial de su orientado n re lativa y del tamano y form a de los bloques de l11a

triz rOcosa.

Tamafio de bloque y grado de fracturacion

EI tamafio de los bloques que forma n e l macizo racoso condieiona de forma definitiva su comportamiento y sus propiedades resistentes y c1efonnacionales. La dimensi6n y la forma de los bloques estan definidas par e l nlllllera de familias de c1i scontinuidades, Sll arientaci6n, su espaciado y su continuidad. La descripei6n del lamaiio de bloqlle se puede realizar de

las siguientes fonnas:

C(1 L .. L -hr~ .~.

I

I--t--

~-f/

~ I--- ,----"'" L/ (3) t

# 1 fami lia 2 familias 3 familias

W'i"i'U Representacion del numero de familias mediante bloques diagramas.

- Mediante e l fndi ee de tamaj'jo de bloque I que ,,, representa las djmensiones medias de los bloques tipo medidos en e l afloramiento. Por ejemplo, en e l caso de una raca sedimentaria con pianos de es tratifi caci6n y con dos familias de discontinllidades perpendiculares entre sf, e l (ndi ce II; vendrfa definido por:

I" ~ (e l + e, + e)/3

siendo e p e2 Y e3 los valores medios del espadado de las tres familias de discontillllidades. Mediante e l panlmetra J,., que representa el numere total de discontinuidades que in terceptan lIna llnidad de volumen ( I 1ll3) del macizo roeoso. Ante la difieultad de observar tridi mensionalmente UI1 afl oram iento, e l valor de J!! se sueIe dete rminar con tan do las discontinuidades de cada fam il ia que interceptall una iongitud dete rminada, mjdi endo perpendicli larmente a la di reccion de cada una de las famifjas (0 en Sll defeeto reali zando la correcc i6n necesaria con respecto a la diJecci6n aparente de ,~edida) :

'\' 11. 0 de di scontinuidades J ~~

u longitud de mcdida

Par ejemplo, para un Illac izo con tres fam ilias de discontinuidades (.I I' J2 y .l3 ):

J" ~ (n." JI l L ) + (n." J, / L,) + (n." J,/L,)

La longitlld 11 medi r dependera del espaciado de cada fam ili a, variando normalmente entre 5 y 10 metros. De formH mas rapida, aunqlle menos ex acta, lam bi en puede estimarse e l valor de J contando e l nllm~ra total de di scontinuidades que il; ;ereeptan una longltlld L en ellalquie r direcci6n de in te res (cortando

a l mayor numero posible de pIanos), correspondiendo este valor a la frec llencia de di scontinuidades, A:

a

nlilnero de discontinuidades ), ~ ---~==::::::= L (Ill )

A~~~~~~~~-----espaeiado medio de di scontinuidades (m)

EI valor de ) 1' se re lac iona can e l tamano de los bloqlles segun e l Cuadra 4. 11 ; los valores mayores de 60 corresponden a un maci zo rocoso brechificado.

EI Cuadra 4. 12 incluye una c1asificacio n del macizo roeoso en flln e i6n de la forma y tamano del bloq ue y de la intensidad de fracLuracio n.

En las Fi guras 4 .1 8 y 4 .19 se presentan ejemplos de desc ripei6n del tamano de los bloques y del grado de f racturaci6n en los maeizos roeosos en funci6n del Ilumero de famili as de discontin uidades.

Descrlpcion del tamafio de bloque en funclon del numero de discontinuidades

Descripci6n J" (discontinuidades/mJ)

Bloqlles rnuy grandes < I

Bloques grandes 1-3

Bloques de (amana medio 3- 10

Bloques peqllefios 10-30

Bloques nllly pequei'ios > 30

(ISRM, 198 1).

~ DESCR IPC HiN DE MAC IZOS ROCOSOS 2S7

•

Clasificacion de macizos rocosos en fun cion del tamaiio y forma de los bloques

Clase Tipo Dcscripci6n

I Masivo Pocas disconlinuidades 0 con cspaciado Illuy gran de.

11 Cubico Bloq lles aprox imadamente equidimensionaies.

UI Tabular Bloques con una dimensi6n considcrablemente mellor que las olras dos.

IV Columnar Bloqucs COil una dimcnsi6n cons iderablemente mayor que las ou'as dos .

V IlTeg ular Grandes variaciones en el tamana y ronna de los bloques.

VI Triturado Macizo mooso muy fractmado .

(ISRM, 198 1).

a)

WII'EC":I a) Bloques cubicos pequenos formados par familias de discont inuidades ortogonales entre sf en mater iales margocalizos; b) bloques columna res grandes (de unos 3 m de alt ura) en un macizo volc3nico con la parte inferior afectada por un mayor grada de fracturaci6n; (fatos L. G. de Vallejo.)

La fracturac io n del maeizo raeoso esta definiel a pO l' e l numera, espaeiado y condic iones de las discOllti nuidades, cualquie ra que sea su origen y e lasc. EI grado de fractu r-aci6n se expresa habitualmente par e l valor de l indice RQD (rock qua lify designation) , panl l11 etra descri to en e l Apartaelo 6. 3 del Capitulo 6, que se mide en testigos de sondeos. En base a Sll va lor se c1asifica la ca lidad del Illuci zo rocoso segun e l Cuadra 3. 1 I del Capitulo 3.

A pesar de su utilidad , este fnelice no considera aspectos co mo la orientacion, separacio n, reJlenos y elem;:ls condic iones de las di scontinu idades, poria que no es Sll tic iente para describir las caracte rfsticas de la fracturacion de los macizos racosos; es tos aspectos

ZS8 INGENIE RiA GEOLOG ICA

b)

adic ionales deben qlleciar cubiertos por ciesc ri pc iones de campo y de los testigos de los sondeos.

La descripcion de la fracturac ion a partir de datos de a fl aramientos puede referirse a l numero de familias de discontinuidades y al tamana de los bloques, co mo se ha descrito en los parrafos anteriores. EI indice RQD puede estimarse en aflora mientos a partir de corre lae iones cmpfri cas como la de Palmstram, 1975 (en ISRM, 198 1):

RQD = 11 5 - 3,3 J" para J" > 4,5

RQ D = 100

a) b)

a) Macizo roeoso voleimieo masivo can bloques muy grandes; b) maeizo dolomitico triturado, con bloques muy pequenos· (fotos M. Ferrer). '

Por ejempio, para lin mac izo rocosa de ca lidad aceptable can un RQD de 65, e l valor correspondi enle de J p es de 15, mientras que para un macizo rocoso de ca lidad pobre, can RQD de 30, J" va le 26.

La estimacion de l fndice RQD puede tambien reali zarse a partir de la frec llencia de discontinuidades, ) ,

100% -

ROD ROD ';' 100 exp-O,1j (0 ,1,1 + 1)

O%+-----~~-----,------r------r------0,1 0,2 0,3 0,4 O,5m

Espaciado media de las discontinuidades (1/),)

Wi'If't~., Relaeion entre la f reeuencia del espaeiada y el indice RQD.

mediante la siglli ellte cxpresion que proporc iona e l valor teari co minima del RQD (Figura 4.20):

RQD ", 100 exp- u.li. (O,H + I)

donde ), es la in versa del espaciado media de las discontinllidades.

Grado de met eorizacion

La evaluacion del grado de meteori zacio n del macizo mcosa se realiza por observacion directa del afloramiento y comparacion co n los Indices eSlancia res recogidos en el Cuadra 4. 13. En ocasiones puede ser necesario fragmental' lin trazo de roea para observar la meLeori zacio n de la matriz racosa.

En la Figura 4.2 1 se presenlan ej empJos de macizos racosos afec tados pa r d ife rentes gracias de meteorizac ion.

4 DESCRIPCION DE MAClZOS RaCaSOS ZS9

•

va luaci6n del grado de meteorizaci6n del macizo rocoso

Grado de Tipo Descripcion metcorizacion

I Fresco No npnreccn signos de mCleori znci6n.

II Ligeramente La decoloraei6n indica aheraci6n del material roeoso'j de las superficies

meteorizado de di seontinuidad. Todo el conjunto roeoso esta deco lorado por

meteorizae i6n.

In Moderadamente Menos de In mitad del macizo roeoso aparece descompucsto 'I/o

meteorizado transforlllado en suelo. La roca fresca 0 decolorada aparecc como Lilla estruelura continuo 0 como nueleos ai slados.

IV Altamente Mas de la 1l1itad del maeizo roeoso aparece descompuesl'o 'I/o lra nsfon~lado meteorizado en suelo . La mea fresca 0 dccolorada aparcce como una estructura cont1nua a

como nucleos aislados.

V Completamente Todo el macizo roeaso aparece dcscompucsto 'I/o rransformado en suelo. Se

meteorizado conserva la estrl1clura original del macizo roeoso.

VI Suelo residual Todo el mfleizo rocoso se ha transFormado en un sueio. Se 11a deslruido la

eslrlletl1r<1 del macizo y In fabrica del material.

(ISRM,1981).

a) b)

d)

mli!rll E em los de meteofizaClon de maClZDS roe0505. a) Grado [1 : gneiss glandular con matriz roensa y superficie~ de discont~~~ IiI! , d~d I!~eramente deco]oradas: b) y c) Grado 111. macizQs roeosas calizo y cuardtico moderada~ente me~~onzados. c~n riza

racion en las superficies de discontinuidad y en los bloques de matriz roe05a: d) Grado IV: maCIZO cuarcltlco muy me eo do, con los bloques de matriz roeosa separados y muy alterados.


~,O Clasificaci6n geomecanica y caracterizaci6n global del macizo rocoso

La descripcion y medida de las caracterfs tieas y propiedades de la matri z roCQsa y de las discoll ti lluidades y de los parametres del maeizo rocoso, proporeionan los datos necesari os para la evaluacion geomecanica g lobal de l mac izo. A partir de estos datos, la aplicaeion de las clasificaciones geomecanicas permite est ill1ar ]a ca lidad y los parallletros resistentes aproximados del macizo, en tenni nos de cohesion y friccion, tal como se descri be en el Apartado 8 del Capftu lo 3, En la Figura 3, l32 del Capilu lo 3 se presentan ejemplos de clasificacion de maeizos meosos.

Para cOlllpletar la earacterizacion global del ll1acizo rocoso es ta ll1bien necesario evaluar otras aspectos que, en gran manera, influyen en su eomportamiento lllee::lnieo, como son:

Resistencia y deformabilidad. COlll portami ento hidmgeologico. Estado tensional.

Estos factores no plleden ser cuantifieados 11 part ir de datos de afl oramientos, pere sf pueden ser realizadas observaciones que permitan COllocer, al menos de ulla forma ellali tat iva, las caracterfsticas correspondientes de los lllaeizos roeosos .

La detenninacion de la resistencia y deforl11abili~ dad de un maei zo roeoso fraeturado puede ser compleja al depender de las propiedades resistentes de In matri z meosa y de las discontinuidades, mas nu n COIl siderando los diverses tipos y caracterfsticns de eSlas ult imas que pueden coex istir en el lllaeizo. La ex istencia de zonas tecton izadas, alteradas, de di ferente composiei6n, hUllledas y la presencia de estrllctllras asoc iadas a los materiales roeosos (pliegues, fa ll as, diq ues), illlplican zonas de debilidad y anisotropfa can diferentes comportamientos y caracterfsticas resistentes y deformacionales.

En general , en lin lllacizo rocoso con Illatr iz rocosa dura y resistente, seran las diferenles fam ili as de d isconti nu idades las que contmlell Sll resisteneia, bien destacando una fa milia en fUIlcion de sus carac terfsti-

cas y su orientaci6n, 0 bien In combinaci6n de vadas de e lias,

Los valores de la resistencia en un macizo de ca li dad a lta son inferiores a los de la malri z rocosa que 10 constituye, pe ro, aUll asf, estos pueden ser Illuy variables en fUIlci6n de la cii sposicio n y orientaeion de las superficies de diseonti_nuielad. En ll1aeizos roeQSOS blandos, la ll1aLri z roeosa juega un papel mas importante en cuanto que la diJe reneia entre Stl resistencia y la de las di seont inu idades es mellOr. En es tos easos, la resistencia del macizo viene caracterizada pOl' ]a de la ll1atriz roeosa 0 pOl' una eombinacion ele la resistellcia de la mat ri z meosa y de las d iseontinu idades .

Una vez es tablecidos los elementos que van a eOIltrolar la resistencia del macizo (una faruil ia 0 mas de di sconti nll idades, la mal riz, el eonj unto de todo elio, Llna zona de c1ebi li dad, un plano de di scontin uidad singular, etc.) pueden apl icarse los corresponel ientes criterios empfri eos deserites en el Aparlaelo 3.6 del Capitu lo 3,

La defonnabilidad puede ser igualmente evaluada de forma aproximada med iante las expresiones y cri terios empfricos deseri tos en el mismo apartado.

Los factores hidrogeologicos que deben ser refl ejados son: ni veles freaticos, direcciones de fl ujo, f1l traciones y surgencias. Asf mismo debenl l1 identi fi carse las zonas 0 elementos singulares que pueden sllponer barreras 0 vias preferenciales para el paso del agua, CO IllO fracturas , diques, eav idades, re llenos arciLi osos, etc.

Gtro aspecto ill1 portante es la descripcion del estado tensional a que es ta sOll1etido el macizo roeoso. Ali nque no es posible la evaillacion cllan titativa de 1£1 magn itud de los esfuerzos con dalos de campo, sf pueden realizarse observaciones geologicas que incliquen las d irecciones de esfu erzos esperables en el ambito del macizo roeoso. Estas observaciones se pueden cOmplelill' ca n el cOlloeimiento de la historia geologica y tectonica de la zona (vel' Apartado 3.7 del Capitulo 3),

~ DESCRIPcr6N DE MACIZOS ROCOSOS 261

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Bibliografia recomendada

Ferrer, M. Y Gonza lez de Vallejo, L. , Eds. ( 1999). Manual de campo para la descri pcion y caraclerizacion de macizQs rocosoS en afloram ientos. fOME.

ISRM ( 1981). Suggested methods for rock characterization , testing and monitoring. ISRM Suggested methods. Ed. E.T. Brown. Pergamon Press.


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Referencias bibliograficas

Barton, N Y Choubey, V. (1977). The shear strength of rock joints in theory and practice. Rock Mecha-nics, vo!' 10, n." I, PI'. I-54. .

Ferrer, M. y Gonzalez de Vallejo, L. , Eds. ( 1999). Manual de campo para In descripci6n y caracterizac i6n de macizos rocosos en afloramientos. lOME.

Hudson, J. A. ( 1989). Rock mechanics principles in engineering practice. Butterworths . C iria. London.

ISRM ( 198 1). Suggested methods for rock characteri zation, testing and mon itoring. ISRM Suggested methods. Ed E.T. Brown. Pergamon Press.

1. Formaciones geol6gicas y su comportamiento frente al agua

2. Parametros hidrogeol6gicos caracteristicos de las formaciones geol6gicas

3. Flujo. Ley de Darcy y ecuaciones fundamentales del flujo en medios porosos

4. Metodos de evaluaci6n de parametros hidrogeol6gicos

5. Metodos de resoluci6n

6. Propiedades quimicas del agua

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