João de Deus G. Santos - 1998 - Solos lateríticos do MT

ii

GUERREIRO SANTOS, JOÃO DE DEUS

Contribuição ao Estudo dos Solos Lateríticos Granulares como Camada de Pavimento [Rio de Janeiro] 1998

XI, 342 p. 29,7 cm (COPPE/UFRJ, D.Sc., Engenharia Civil, 1998)

Tese - Universidade Federal do Rio de Janeiro, COPPE

1. Solos Lateríticos Granulares em Pavimento

I. COPPE/UFRJ II. Título (Série)

iii

Dedico o esforço de cinco anos na Ilha do Fundão – Universidade

Federal do Rio de Janeiro e mais dois anos em Cuiabá escrevendo esta

Tese em paralelo com atividades acadêmicas na Universidade Federal de

Mato Grosso, a toda a minha Família

Especialmente a D. Olinda, minha mãe, que sintetiza o exemplo maior do

amor, da fé e da coragem humana.

Em especial também a nova geração esperança da família, representada

por

Julia João Victor

Marina e João Paulo.

iv

Agradecimentos − À Universidade Federal do Rio de Janeiro/COPPE, pela oportunidade de realização do

Curso.

− À orientadora Profª. Laura M. G. da Motta, pelas contribuições, estímulo e paciência

em todos os momentos da realização deste Trabalho, sobretudo nos mais difíceis e

decisivos.

− Ao Prof. Jacques de Medina pelo incentivo e orientação desde a minha chegada na

COPPE, também decisivos para o êxito do Curso realizado e deste Trabalho.

− Ao Prof. Salomão Pinto pela importante e decisiva participação pessoal e institucional

ao colocar dois técnicos do IPR/DNER para a realização de testes de campo nas

rodovias de Mato Grosso e de ensaios no próprio Laboratório do IPR.

− Ao Prof. Francisco Casanova pela contribuição nas discussões da análise físico-

química dos solos.

− A todos os professores da COPPE pelos ensinamentos e amizades conquistados.

− Aos técnicos da COPPE, especialmente a Álvaro, Marcos, Hélcio, Victor, Maria da

Glória, Ana Maria, Carlos e Demétrio, pela amizade, ajuda e colaboração em vários

momentos.

− Aos técnicos do IPR/DNER, Mac e Aderivaldo pelos trabalhos empreendidos nas

rodovias e em laboratório.

− A todos os colegas professores da Universidade Federal de Mato Grosso,

especialmente a Luiz Miguel, Antônio João, Marilda, Márcio Miranda, Márcio Lara,

Santinho, Sérgio, Nicolau e Eldemir, pela ajuda nos trabalhos de campo.

− Aos técnicos da UFMT, Zé Maria, Benedito e Beto pela colaboração nos trabalhos de

campo e alguns ensaios.

− Aos alunos estagiários da UFMT Hilton e Michelle, pela grande colaboração

dispensada a este Trabalho.

− Aos engenheiros Wagner, Thiago e Amaury do 11º Distrito Rodoviário Federal do

DNER, por viabilizarem a realização dos trabalhos de campo nas rodovias de Mato

Grosso.

− A Todos os colegas do Curso, em especial ao Afonso e Francisco, pela amizade na

convivência nestes tempos de estudo.

v

Resumo da Tese apresentada à COPPE/UFRJ como parte dos requisitos necessários

para a obtenção do grau de Doutor em Ciências (D.Sc.)

CONTRIBUIÇÃO AO ESTUDO DOS SOLOS LATERÍTICOS GRANULARES COMO

CAMADA DE PAVIMENTO

João de Deus Guerreiro Santos

Março/1998

Orientadora: Laura Maria Goretti da Motta

Programa: Engenharia Civil

O trabalho consiste da análise do comportamento de solos lateríticos granulares

utilizados em camadas de pavimentos. Estes solos podem apresentar grande

variabilidade regional, necessitando com isso estudos mais específicos. Os estudos

limitam-se aos solos empregados nas rodovias federais do Estado de Mato Grosso. Nos

trechos selecionados foram feitas avaliações superficial objetiva e estrutural com o

emprego de viga Benkelman. Foram realizadas as caracterizações tradicionais dos solos

e as caracterizações pelas metodologias MCV de Parsons e MCT, estendendo a primeira

com a obtenção de novos parâmetros numa tentativa de associá-los aos da metodologia

MCT e comprovar o comportamento laterítico dos solos granulares estudados. Verificou-

se também o comportamento dos solos nas camadas de pavimento quanto às

propriedades de resiliência e de deformação permanente com a realização de ensaios

triaxiais de carga repetida. Comparou-se as deflexões obtidas no campo pela viga com as

calculadas pelo programa FEPAVE utilizando os módulos resilientes de laboratório.

Também foram analisadas as tensões verticais admissíveis aplicadas no subleito.

Apresenta-se uma proposta de classificação dos solos lateríticos granulares utilizando

parâmetros obtidos no ensaio MCV. E finalmente obtém-se algumas correlações para

estimativa do módulo resiliente dos solos através de outros parâmetros geotécnicos de

mais fácil determinação.

vi

Abstract of Thesis presented of COPPE/UFRJ as a partial fulfilment of the requeriments for the degree if Doctor of Science (D.Sc)

CONTRIBUATION FOR STUDY OF GRANULAR LATERIC SOILS IN PAVEMENT

João de Deus Guerreiro Santos

March/1998

Advisor: Laura Maria Goretti da Motta

Department: Civil Engineering

An analysis of structural behavior of granular lateritic soils (laterites) in pavement

design. The study was performed with laterites from federal highways of Mato Grosso, a

western State of Brazil. Surface evaluation and structural studies with the Benkelman

beam were made. Soil characterization included Parson’s MCV methodology and Nogami

and Villibor methodology for tropical soils. The object of research are the coarse-grained

soils showing lateritic behavior. Triaxial testing under repeated loading was used to

determine resiliency characteristics and permanent deformations. With resilient moduli

determined in laboratory the FEPAVE program was used to calculate deflections. Also

computed vertical stresses in top of subgrade. A proposal is presented for the

classification of coarse-grained lateritic soils using parameters from MCV testing.

Correlationships are songht between resilient modulus and different geotechnical and

compositional parameters.

vii

Índice

CAPÍTULO 1 Introdução 1 CAPÍTULO 2 Revisão Bibliográfica 6 2.1 O Processo de Laterização 6 2.1.1 Formação de Solos Tropicais e Subtropicais 6 2.1.2 Processos Pedogenéticos de Intemperismo Tropical e

Laterização 6 2.1.3 Intemperismo Físico e Químico de Rochas e Minerais

Primários 7 2.1.4 A Lixiviação como Processo de Formação das

Lateritas 10 2.1.5 Acumulação de Sesquióxidos em Solos Lateríticos 11 2.1.6 Meio Ambiente de Formação e Evolução de Solos

Lateríticos 14 2.1.7 Localização, Morfologia e Composição de Solos

Lateríticos 22 2.1.8 Propriedades Físico-Químicas dos Solos Lateríticos 32 2.1.9 Distribuição Granulométrica dos Solos Lateríticos 33 2.1.10 Massa Específica dos Solos Lateríticos 34 2.2 A Metodologia MCV 37 2.3 A Classificação MCT 43 2.3.1 O Coeficiente c’ da Classificação MCT 43 2.3.2 O Coeficiente d’ da Classificação MCT 47 2.3.3 Perda de Massa por Imersão 49 2.3.4 O Índice e’ 51 2.3.5 Classificação Geotécnica MCT 51 2.3.5.1 Classe L (Comportamento Laterítico) 52 2.3.5.2 Classe N (Comportamento Não-Lateríco) 53

viii

2.3.5.3 Os Grupos da Classificação MCT 54 2.4 Ensaios Dinâmicos 57 2.5 Deformação Permanente de Materiais Granulares 66 2.6 Critérios de Especificação de Materiais Granulares

para Pavimentação 68 2.6.1 Introdução 68 2.6.2 Granulometria e Estabilização Granulométrica 69 2.6.3 Limite de Liquidez e Índice de Plasticidade 73 2.6.4 Expansão e Contração 74 2.6.5 Caracterização Físico-Química e Mineralógica 75 2.6.5.1 A Fração Areia 75 2.6.5.2 A Fração Silte 77 2.6.5.3 A Fração Argila 78 2.6.6 Especificações Especiais para Solos Lateríticos 82 2.7 O Programa FEPAVE 88 2.7.1 Introdução 88 2.7.2 Critérios de Confiabilidade do Programa FEPAVE 89 CAPÍTULO 3 A Região Centro-Oeste do Brasil 92 3.1 Clima 92 3.1.1 Circulação Atmosférica 92 3.1.2 Temperaturas 94 3.1.3 Regime de Chuvas 96 3.1.4 Evapotranspiração e Índice de Umidade 99 3.1.5 O Estado de Mato Grosso - Clima Tropical, Quente e

Subúmido 101

ix

3.2 Relevo, Geologia e Pedologia 104 3.2.1 Planalto do Parecis 104 3.2.2 Planalto dos Guimarães 107 3.2.3 Planaltos Residuais do Alto Guaporé 108 3.2.4 Planaltos Residuais da Amazônia Meridional 108 3.2.5 Província Serrana 109 3.2.6 Depressão Interplanáltica de Paranatinga 109 3.2.7 Depressão do Rio Paraguai 109 3.2.8 Depressão do Guaporé 110 3.2.9 Depressão da Amazônia Meridional 111 3.2.10 Depressão do Araguaia 111 3.2.11 Planícies e Pantanais do Médio e Alto Guaporé 111 3.2.12 Planícies e Pantanais Mato-Grossenses 111 3.3 Solos de Comportamento Laterítico de Maior

Ocorrência no Estado de Mato Grosso de Interesse Rodoviário 112

3.3.1 Latossolo Vermelho - Amarelo 115 3.3.2 Latossolo Vermelho - Escuro 116 3.3.3 Podzólico Vermelho - Escuro 116 3.3.4 Podzólico Vermelho - Amarelo 117 3.4 Análise Granulométrica dos 4 Solos de

Comportamento Laterítico 119 CAPÍTULO 4 Os Solos Utilizados no Presente Estudo 121 4.1 Introdução 121 4.2 Caracterização Tradicional, Compactação e CBR 125

x

4.3 Análises Químicas Realizadas 132 4.4 Caracterização MCV 137 4.5 Caracterização MCT 148 CAPÍTULO 5 Os Ensaios Dinâmicos 156 5.1 Módulo Resiliente 156 5.1.1 Introdução 156 5.1.2 Preparação das Amostras e Métodos de

Compactação Utilizados 157 5.1.3 Equipamento para o Ensaio de Resiliência

e Método de Ensaio Utilizado 158 5.1.4 Módulo Resiliente dos Solos Estudados 159 5.1.5 Módulo Resiliente das Camadas de Revestimento 167 5.2 Deformação Permanente 169 5.2.1 Introdução 169 5.2.2 Deformações Permanentes Calculadas 170 5.2.3 Propostas de σv Admissível 175 CAPÍTULO 6 Análise Estrutural dos Trechos Estudados 184 6.1 Levantamento de Superfície 184 6.2 Deflexões pela Viga Benkelman 186 6.3 Análise pelo FEPAVE 188 6.3.1 Introdução 188 6.3.2 Análise Realizadas 188 CAPÍTULO 7 Proposta de Enquadramento dos Solos

Lateríticos Granulares na Classificação MCT 195

xi

7.1 Análise dos Valores de Pi Adotados e dos

Coeficientes c e d de Parsons 195 7.2 Resultados de Ensaios MCV de Solos Tropicais do

Nordeste Brasileiro e da Costa do Marfim - África para Fins Comparativos 201

7.3 Análise dos Parâmetros a, b, c, d de Parsons 204 7.4 Análise Comparativa dos Parâmetros do Mini-MCV e

MCV para os Solos em Estudo 216 CAPÍTULO 8 Análises Complementares e Correlações Obtidas 223 8.1 Verificação do Enquadramento dos Solos deste

Estudo nas Especificações do DNER 223 8.2 Análise da Relação Módulo Resiliente / CBR 224 8.3 Tentativas de Correlação 227 8.4 As Melhores Correlações 264 CAPÍTULO 9 Conclusões 266 Referências Bibliográficas 270 Apêndice A 277 Apêndice B 302 Apêndice C 309 Apêndice D 314 Apêndice E 327 Apêndice F 332

1

CAPÍTULO 1 Introdução

A condição de país tropical do Brasil tem uma influência determinante, entre outros

aspectos, na pavimentação de ruas, aeroportos e estradas. Esta influência se manifesta na

ação dos fatores intempéricos que atuam diretamente sobre o pavimento construído,

afetando o seu desempenho ao longo da sua vida útil. Porém não é sobre este aspecto que

se desenvolve este estudo mas sim do ponto de vista climático-geológico, ou seja, no que a

condição tropical afeta a formação dos solos, que são a matéria prima dos pavimentos.

O intemperismo intenso que sofrem as rochas nas regiões tropicais e sub-tropicais

que levam à formação de perfis muito profundos, com até centena de metros, também

conduz ao processo de laterização e à formação de solos tropicais típicos que pouco tem a

ver com os solos de clima temperado.

A figura 1.1 ilustra a distribuição geográfica e percentual dos solos mais comumente

usados em pavimentação no Brasil, mostrando a grande proporção (cerca de 70% do

território brasileiro) dos solos vermelhos e amarelos típicos da laterização, bom como a

grande área em que podem ocorrer concreções lateríticas de interesse para pavimentação

(Medina, 1997).

Pedologicamente grande parte destes solos vermelhos e amarelos são conhecidos

como oxisolos ou latossolos. No entanto, a definição pedológica nem sempre coincide com o

senso comum da engenharia geotécnica e, em especial, da mecânica dos pavimentos, que,

ao lado do estudo da formação do solo, se preocupa em qualificar (e se possível quantificar)

seu comportamento em serviço para assim tentar agrupar os diversos tipos de solos em

classes de igual desempenho geotécnico. Neste sentido, é de grande importância para a

engenharia nacional o surgimento da classificação MCT (Nogami e Villibor, 1981) que

permite reconhecer entre várias classes pedológicas, aqueles solos que detêm

comportamentos geotécnicos semelhantes, separando os chamados solos de

“comportamento laterítico” dos solos de “comportamento não-laterítico”.

Esta classificação MCT foi desenvolvida para solos integralmente passantes na

peneira 2 mm, o que é extremamente importante já que o volume de solos brasileiros nesta

condição é bastante elevado, como já foi comentado, porém, deixa de fora então todo um

outro grupo de material também de extrema importância para a pavimentação que é o dos

2

solos grossos. É talvez esperado que estes solos não tenham problemas tão grande de

classificação quanto os finos e portanto os parâmetros atuais de seleção e qualificação

destes materiais para uso em camadas de pavimentos seriam adequados. No entanto, esta

suposição às vezes não se confirma na prática de engenharia devido às limitações dos

parâmetros tradicionais de classificação e seleção de materiais, quais sejam a

granulometria, os limites de Atteberg e no caso de lateritas, os fatores Ki e Kr que

apresentam uma certa dificuldade operacional de ser feito em laboratórios correntes. Daí

surgir a idéia de se desenvolver um trabalho visando propor novos parâmetros de

caracterização dos solos lateríticos grossos, na linha da classificação MCT, aliado à

obtenção de parâmetros de comportamento tensão-deformação através de ensaios de carga

repetida, tão essenciais para os novos métodos mecanísticos de dimensionamento de

pavimentos.

Evidentemente esta tarefa mostrou-se um pouco pretensiosa ao longo dos trabalhos, e cabe aqui, uma reflexão (mea culpa) sobre o planejamento de experimento, tão necessário em uma tese experimental, que lamentavelmente não foi feito, trazendo conseqüências para a conclusão efetiva dos trabalhos.

O escopo da pesquisa se limitou à rede federal pavimentada do estado de Mato Grosso visto que o autor deste trabalho é professor da Universidade Federal de Mato Grosso e portanto pôde contar o apoio da Universidade para a coleta de amostras e envio à COPPE para os ensaios. De inestimável colaboração foi também o DNER, através do 11º Distrito, por permitir a coleta de amostras nas pistas bem como por fornecer alguns dados históricos dos trechos. A decisiva interferência do IPR foi de fundamental importância, na pessoa do Dr. Salomão Pinto e sem a participação deste pouco seria feito.

A intenção inicial era coletar também amostras de várias jazidas já exploradas e

potenciais para fazer parte das análises. Foi feita a coleta em 10 (dez) jazidas localizadas

na Rodovia MT-251, no trecho Chapada-Paranatinga e na baixada Cuiabana, nas

proximidades de Cuiabá. Entretanto, esses solos mostraram-se com granulometria

inadequada (muito finos) para fins comparativos com os solos retirados das rodovias, além

de apresentarem baixos valores de CBR, ou seja, os solos dessas jazidas nada tem a ver

com os solos das rodovias razão pela qual foram descartados da pesquisa.

Portanto o número de amostras efetivamente ensaiadas ficou reduzido a 24 (vinte e

quatro), sendo materiais utilizados em base e sub-base e componentes de subleito.

Este trabalho pretende dar uma contribuição ao estudo dos solos lateríticos

granulares como camada de pavimento, sob aspectos de desempenho no campo,

caracterização por ensaio triaxial dinâmico tanto de módulo resiliente quanto de deformação

3

permanente, tentativa de incorporação dos solos mais grossos lateríticos à sistemática MCT

de classificação, e sugestão de critérios de seleção de materiais granulares lateríticos.

Para a apresentação dos estudos realizados esta tese foi dividida em 9 capítulos assim constituídos:

• Capítulo 1 - Introdução.

• Capítulo 2 - Revisão Bibliográfica: como o estudo proposto engloba várias vertentes, este leque fica claramente caracterizado no levantamento bibliográfico, subdividido em 5 (cinco) sub-itens principais (O Processo de Laterização, A Metodologia MCV, A Classificação MCT, Os Ensaios Dinâmicos e Critérios de Especificação de Materiais Granulares) que mostra a abrangência do tema.

• Capítulo 3 - A Região Centro-Oeste do Brasil: por tratar o clima da região decidiu-se tornar uma área de maior abrangência, caracterizando a Circulação Atmosférica, a Temperatura, o Regime de Chuva e o Índice de Umidade. Posteriormente especifica o Clima do Estado de Mato Grosso (Tropical, Quente e Subúmido). Aborda o Relevo, Geologia e Pedologia do Estado de Mato Grosso e mostra a ocorrência e granulometria de solos de Comportamento Laterítico de interesse Rodoviário.

• Capítulo 4 - Os Solos Utilizados no Presente Estudo: apresenta a Localização das 8 Estações de Estudo nas rodovias federais do Estado de Mato Grosso onde foram realizados os furos de superfície e passado a Viga Venkelman. É feita a Caracterização Tradicional, Compactação e CBR no laboratório do IPR/DNER e Análise Físico-Química, Caracterização MCV e MCT no laboratório de Geotecnia da COPPE/UFRJ.

• Capítulo 5 - Os Ensaios Dinâmicos: são realizados no laboratório de Geotecnia da COPPE os Ensaios Triaxiais de Carga repetida para a determinação do módulo resiliente e da deformação permanente para os solos e Ensaios de Compressão Diametral também com carga repetida nas amostras de revestimento em CBUQ (4 Estações) retiradas da pista de rolamento por sonda rotativa. Também é feito o ensaio de resistência à tração estática em corpos de prova de revestimento.

4

• Capítulo 6 - Análise Estrutural dos Trechos Estudados: realiza-se para cada trecho de estrada o levantamento de superfície, a determinação das deflexões mínima, máxima e média obtidas pela passagem da Viga Benkelman e calculam-se pelo programa FEPAVE as deflexões em função dos módulos resilientes das camadas. Traçam-se bacias de deformação mostrando a distribuição destas deflexões.

• Capítulo 7 - Proposta de Enquadramento dos Solos Lateríticos Granulares na Classificação MCT: é proposta a realização do Ensaio MCV de Parsons para este tipo de solos, estendendo-o pela determinação dos parâmetros c e d semelhantes a c’ e d’ do Ensaio Mini-MCV e adotando a Perda de Massa por Imersão deste último.

• Capítulo 8 - Análises Complementares e Correlações Obtidas: verifica-se o enquadramento dos solos estudados nas Especificações do DNER, analisa-se a relação Módulo Resiliente/CBR e obtém-se várias correlações do módulo resiliente médio e da relação módulo/CBR com vários outros parâmetros geotécnicos pertinentes ao estudo.

• Capítulo 9 - Conclusões.

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Figura 1.1 – Solos Tropicais Utilizados em Pavimentação (Medina, 1997)

Solos argilosos e siltosos, vermelhos e amarelos, lateríticos

Solos saprolíticos e granito-gnaisse (“saibro” grosso)

Areias finas lateríticas

Limites de ocorrência de concreções (cascalho de laterita)

Trópico de Capricórnio

Equador

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CAPÍTULO 2 Revisão Bibliográfica

2.1 - O Processo de Laterização

2.1.1 - Formação de Solos Tropicais e Subtropicais

A ciência que estuda a origem, morfologia, mapeamento, classificação e distribuição dos solos é a Pedologia (Fontes, 1982). A pedologia clássica, baseada na classificação de Baldwing e outros (1939), na qual também se baseia os levantamentos de solos realizados pela EMBRAPA e RADAMBRASIL, subdivide os perfis de acordo com o grau de desenvolvimento do horizonte B. A partir destes levantamentos já se tem uma boa estimativa dos perfis de solos de uma região, e as unidades de mapeamento pedológico servem como indicadoras das unidades geotécnicas.

Nas regiões tropicais e subtropicais, entretanto, existem horizontes C de grandes espessuras, genuinamente residuais, que guardam a estrutura da rocha de origem. Este horizonte em geotecnia denomina-se solo saprolítico. Tal como o horizonte B, existe horizonte C mais ou menos desenvolvido. Como o material do horizonte C ainda apresenta minerais primários e a estrutura da rocha de origem, ocorre uma complexibilidade muito grande neste horizonte, pois o grau de desenvolvimento do horizonte é bastante heterogêneo.

O grau de desenvolvimento de um perfil depende dos minerais primários presentes no material de origem e de sua resistência ao intemperismo. O quartzo é o mineral mais estável, enquanto a mica biotita é um mineral instável que sofre decomposição rápida. A estrutura da rocha, com presença de fraturas, fissuras, falhas, dobras, xistosidade, estratificação, permite a penetração da água facilitando a hidrólise no processo de argilização dos silicatos.

2.1.2 - Processos Pedogenéticos de Intemperismo Tropical e Laterização

Intemperismo tropical e laterização envolvem alterações químicas ou físico-químicas e transformações de minerais primários que formam as rochas em materiais ricos em argilas de estrutura 1:1 e constituintes lateríticos (Fe, Al, Ti e Mn). São três os principais estágios identificados do processo:

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a) Decomposição - é o primeiro estágio, que se caracteriza pela quebra físico-química de minerais primários e o desprendimento de elementos constituintes (SiO2, Al2O3, Fe2O3, CaO, MgO, K2O, Na2O, etc.) que aparecem em forma de íons simples (Loughnan, 1969).

b) Laterização - o segundo estágio envolve a lixiviação, sob condições apropriadas de drenagem, de bases e sílica combinadas e a acumulação relativa ou enriquecimento de fontes externas de óxidos e hidróxidos de sesquióxidos (principalmente Al2O3, Fe2O3 e TiO2). As condições do solo sob as quais os vários elementos são obtidos solúveis e removidos por lixiviação ou combinação com outras substâncias dependem principalmente do pH da água do solo e das condições de drenagem (Longhnam, 1969). O nível do segundo estágio depende da natureza e extensão da intemperização química dos minerais primários. Sob condições de atividades químicas baixas na formação do solo, o intemperismo físico-químico não continua depois do estágio de formação da argila, e tende a produzir sinais de minerais argilosos, predominantemente caulinita e ocasionalmente de óxidos hidratados ou anidros de ferro e alumínio (Mohr, 1954). Sob condições de intensa e prolongada intemperização físico-química contudo, sempre os minerais argilosos são destruídos e a sílica é lixiviada. O remanescente consistirá de óxidos de alumínio tais como gibbsitas ou óxidos de ferro hidratado tais como limonita ou goetita derivada do ferro. Este é o processo de laterização (Remillon, 1967).

c) Desidratação - é o terceiro estágio. Envolve desidratação parcial ou completa (algumas vezes envolvendo endurecimento) de materiais ricos em sesquióxidos e minerais secundários. A desidratação de óxidos de ferro coloidal hidratado envolve perda de água, concentração e cristalização dos colóides amorfos de ferro em minerais cristalinos densos na seqüência: limonita, goetita, goetita com hematita a hematita. (Sherman e outros, 1953).

2.1.3 - Intemperismo Físico e Químico de Rochas e Minerais Primários

O intemperismo é a alteração de rochas que se verifica por meio de mudanças textural, química e mineralógica induzidas por uma mudança física, físico-química e química no ambiente:

· Físico - quebra da rocha, conservando as características mineralógicas originais.

· Químico - ataque de água, oxigênio e dióxido de carbono, formando-se novo mineral em equilíbrio, mais estável com as condições atmosféricas.

A predominância de intemperismo físico ou químico depende das condições climáticas, especialmente chuva e temperatura.

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O intemperismo físico das rochas caracteriza-se pela fragmentação ou desintegração da rocha mãe em produtos como blocos angulares, pedras, pedregulhos, areia, silte e eventualmente pó de pedra (farelo de rocha do tamanho de argila). Os principais fatores são: variação de temperatura, forças de erosão e ação desintegrante de plantas e animais. A desintegração em pequenos fragmentos aumenta a superfície exposta ao ataque químico.

Já o intemperismo químico de minerais primários verifica-se pela decomposição da rocha e formação de novos minerais. Os principais agentes são água, oxigênio, dióxido de carbono e ácidos orgânicos. A estrutura dos cristais minerais e grãos é importante visto que os planos de clivagem e micro-fraturas permitem a entrada no mineral dos agentes que facilitam o intemperismo. A resistência das rochas ao ataque químico depende primeiramente da sua composição e de outros fatores como juntas, porosidade e condições climáticas. Os processos químicos que ocorrem são: solução, troca catiônica, hidratação, hidrólise, carbonatação, oxidação e redução, simultaneamente ou alguns mais que outros em cada tipo de mineral.

Nos trópicos predomina o intemperismo químico. O principal agente é o clima. Este tem efeito direto no desenvolvimento, decomposição e lixiviação do solo. A velocidade das reações químicas cresce com o aumento das temperaturas e umidades. A evolução do perfil é maior nos trópicos úmidos que em áreas secas e frias. Os processos de formação em cada um não são os mesmos, resultando em solos zonais.

Weinert (1968) propôs um índice para classificar o clima:

NE

pj

a= 12

Ej = evapotranspiração potencial durante os meses quentes

pa = precipitação total anual

N < 5: indica água suficiente para atacar a rocha

N > 5: falta água para o intemperismo químico, dominando então o intemperismo físico.

A estabilidade interior dos cristais de silicatos deve-se ao balanço de cargas elétricas em equilíbrio. As superfícies dos cristais são compostas de íons cujas valências não estão completamente satisfeitas. Quando estes íons são colocados em contato com água, ocorrem duas reações que promovem a quebra química dos silicatos (Jenny,1950):

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· Hidratação - quando as moléculas de água (dipolos) são atraídos pelas valências insatisfeitas de íons Si e Al. A polarização das moléculas ativadas de água fica tão forte que íons H são expelidos e os íons O se convertem em OH. Os íons Si e Al são rodeados de OH (água menos H).

· Hidrólise - troca catiônica simultânea e independentemente entre o cátion do silicato e o H da água.

[ Feldspato ] K + OH ←→

[ Feldspato ] H + KOH Hidrólise

A velocidade de ataque aos minerais depende da estrutura do cristal. Alguns minerais contendo íons alcalinos altamente móveis como constituintes essenciais (ex.: muscovita, potássio e feldsfato-soda) podem apresentar grande estabilidade ao intemperismo. Já na olivina por exemplo, em que o mineral é um tetraedro isolado de sílica rodeado por íons de ferro e magnésio, que são facilmente lixiviados do cristal, deixando superfícies livres expostas ao ataque das águas de percolação, o intemperismo químico se processa rapidamente. Existem várias seqüências de estabilidade ao ataque químico propostas por vários pesquisadores, entre elas a de Badwen em ordem crescente de resistência: olivina, augita, anfibólios, biotitas, ortoclásio, muscovita (mica) e quartzo. Os minerais claros (quartzo, muscovita e ortoclásio) apresentam alta estabilidade, enquanto os escuros (olivina e augita) têm baixa estabilidade ao ataque químico. As rochas ácidas com alta porcentagem de quartzo (granito, riólito) são inerentemente mais resistentes ao intemperismo químico que as rochas básicas que contém alta porcentagem de plagioclásio (diorito, andesita). Contudo, isto pode ser modificado por outros fatores. Um granito muito fraturado pode ser rapidamente atacado em um clima tropical com muita umidade e alta temperatura local, enquanto uma rocha intrusiva básica pode ser extremamente resistente em um clima temperado.

A solubilidade e mobilidade dos minerais silicosos é variável em relação ao pH do meio. Ca(OH)2, Mg(OH)2 e os alcalinos são completamente solúveis, enquanto TiO2, Fe(OH)3 e Al2O3 são insolúveis e portanto não podem ser mobilizados. A solubilidade da sílica é baixa e permanece com pH constante (sílica amorfa ou dos silicatos). A natureza dos elementos durante o intemperismo tem uma especificidade na formação do solo: silício e alumínio fornecem o esqueleto para a formação das argilas colóides; ferro e manganês são importantes na oxidação-redução e influenciam a cor do solo; potássio e sódio são agentes dispersores, enquanto cálcio e manganês tem alta capacidade de floculação e promovem a estabilidade do comportamento do solo. O pH influencia na quebra da estrutura do cristal e na solução e precipitação de íons.

A concentração do íon H é influenciada pelos seguintes fatores (Loughnan, 1969):

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a) Ambiente alcalino é criado pelos alcalinos e alcalinos terrosos que podem ser introduzidos por fontes externas ou mais comumente por íons que se desprendem dos minerais por intemperismo.

b) Em locais baixos, a área molhada e a drenagem do subsolo ao redor introduzem metais alcalinos e alcalinos-terrosos no ambiente.

c) A maior fonte de íons alcalinos no meio porém, é sem dúvida os minerais existentes. Minerais que contém íons alcalinos e alcalinos-terrosos tem altos pH. Quanto mais destes íons se desprendem, maior o pH do meio. Como o grau de lixiviação cresce, estes íons tendem a ser carreados e o pH ambiente, distinto do pH da superfície do mineral, vai abaixando até a neutralidade. Quando a velocidade de remoção destes íons excede sua capacidade de desprendimento do mineral, o sistema adquire o caráter ácido.

d) Uma alta concentração de íons hidrogênio pode também resultar da oxidação de minerais sulfatos tais como pirita em presença de água. Íons H podem ser fornecidos pela reação do dióxido de carbono com água para dar o ácido carbônico.

e) A matéria orgânica é também capaz de absorver íons de hidrogênio e levar a um baixo pH do ambiente. Conseqüentemente, onde a matéria orgânica está presente, a acidez do ambiente de intemperismo pode ser independente da mineralogia residual.

O pH do ambiente não é uma variável independente no intemperismo químico, porém varia como uma função de vários fatores interrelacionados como a composição e estrutura dos minerais existentes, a velocidade de lixiviação das bases, a capacidade de troca catônica dos produtos minerais residuais e o conteúdo de matéria orgânica.

2.1.4 - A Lixiviação como Processo de Formação das Lateritas

A quantidade de água que lixivia é um importante fator que controla a velocidade de quebra dos minerais e a gênese dos produtos secundários. O fluxo repetido de água tende a remover os constituintes solúveis desprendidos por hidrólise das superfícies dos minerais e permite que as reações se processem totalmente. Os constituintes solúveis movem-se para baixo da zona de intemperismo e por meio da drenagem subsuperficial, chegam a rios, lagos ou ao mar.

O mais ativo agente no desenvolvimento do perfil do solo é a água de percolação. À medida que a água passa através do solo, substâncias são dissolvidas, transformadas, precipitadas e floculadas e o solo não será mais o mesmo. Até o mais estável dos minerais, como o quartzo pode ser destruído porque todos os minerais tem algum grau de solubilidade. Para que isto aconteça, são necessários entretanto, suficientes quantidades de chuva, permeabilidade e tempo, sem perturbações geológicas ou erosão.

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A chuva evapora, escoa pela superfície ou penetra no solo em proporções variáveis dependendo de inúmeros fatores como intensidade, cobertura vegetal, natureza do solo e condições atuais (seco ou úmido, compacto ou poroso), inclinação do terreno, temperatura do ar e do solo. A capacidade de retenção da água no solo é de grande importância, além da capacidade de percolação ao longo do perfil (lixiviação). A lixiviação depende da existência de água em excesso por algum tempo para que possa remover os produtos do intemperismo em solução e suspensão. Chuva forte concentrada em um curto período é melhor que a mesma quantidade de chuva esparsa em um longo período.

A lixiviação é um importante processo de formação de solo laterítico. O grau no qual um perfil de solo residual é lixiviado depende fundamentalmente do tipo da rocha-mãe e das condições climáticas e tem considerável influência na gênese, morfologia, cor e textura dos solos. Hallsworth (1964), classifica os solos quanto ao grau de lixiviação de zero a cinco, sendo exemplo de solos de nenhuma lixiviação os solos aluviais e solos de forte lixiviação as lateritas.

2.1.5 - Acumulação de Sesquióxidos em Solos Lateríticos

O alto conteúdo de Fe, Al, Mn e Ti em relação aos outros constituintes nos solos lateríticos é justificado por duas teorias: acumulação relativa de sesquióxidos e acumulação absoluta (Gidigasu, 1976).

A acumulação relativa de sesquióxidos é resultado da perda progressiva de bases e sílica solúvel em água alcalina, deixando caulinita insolúvel, quartzo e óxidos de ferro e alumínio. A sílica cristalizada (quartzo) e a caulinita são considerados insolúveis. Quando um mineral se quebra quimicamente pode liberar para o solo um elemento sem mudança ou combinado, formando um novo composto no solo ou sendo removido. Cloretos e sulfatos são muito solúveis e facilmente removíveis da zona de intemperização da rocha no primeiro estágio de intemperismo, seguido do cálcio, sódio, magnésio e potássio no segundo estágio. A seguir a sílica combinada em silicatos é atacada e removida. Os mais resistentes são os sesquióxidos de Fe e Al (Fe2O3 e Al2O3). Solos leve a moderadamente lixiviados perdem os primeiros elementos, porém retém toda a sílica combinada e os sesquióxidos. Nas condições de extremo intemperismo contudo, a sílica é removida mais que os sesquióxidos. Assim, o intemperismo, a lixiviação e a translocação tem o efeito de reduzir a quantidade de sílica do solo e causar um acúmulo maior de sesquióxidos de ferro e alumínio no material que permanece.

A acumulação absoluta de sesquióxidos é a precipitação no solo de hidróxido de ferro através da ação de água ácida. É o acúmulo de sesquióxidos vindos de outras áreas ou outros horizontes do solo. A formação de horizontes enriquecidos de ferro e/ou manganês pode ser explicada pelo movimento vertical, às vezes descendente, quando o

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ferro é lixiviado dos horizontes superiores e acumulado em profundidade (fase úmida) nas estações úmidas, ou ascendente devido à capilaridade nas zonas de laterização (fase seca) na estação seca. A sazonalidade do NA tem grande influência na formação de horizontes endurecidos.

O ferro na forma “férrica” (valência 3 como em Fe2O3) é relativamente imóvel. Se a drenagem é impedida, contudo, e fica água nos poros, microorganismos requerem oxigênio que forçam o ferro a passar a bivalente (de Fe2O3 a FeO). O ferro ferroso é mobilizado e move-se no solo até se tornar de novo férrico. Quando o solo é muito úmido, o ferro do solo pode migrar no mesmo horizonte formando as manchas características de solos pouco drenados e se concentram em um horizonte bem definido no perfil. O ponto crucial é coincidir as condições de mobilização (Fe+3 a Fe+2), com as de transporte. As condições de solubilidade e sua possível mobilização são função do pH. O ferro migra por três caminhos (Maignien, 1966):

a) Ferro na forma coloidal possui uma carga eletropositiva pela qual é vigorosamente ligada a uma partícula de argila eletronegativamente carregada e então lixiviada com ela.

b) Ferros férrico e ferroso são capazes de se associarem com certas substâncias que passam pelo solo, dando íons complexos eletronegativos que não se unem à argila e são menos sensíveis aos eletrodos.

c) Sob certas condições, o ferro pode migrar na forma de carbonatos. A velocidade da fixação de ferro-hidróxido em argilas tropicais depende das condições ambientais de formação do solo e o deslocamento dos materiais mobilizados depende do movimento da água, que é geralmente gravitacional.

A profundidade do transporte vertical de sesquióxidos de ferro e manganês devido à gravidade é variável, dependendo da chuva e do tipo de posição geográfica do solo, fatores que determinam a presença ou ausência do NA temporário.

O movimento ascendente dos sesquióxidos pode ser explicado em termos do regime de águas dos solos tropicais. Durante a estação chuvosa formam-se horizontes saturados e o movimento da água no solo é para baixo lixiviando as camadas superiores. Já na estação sêca existe intensiva secagem dos horizontes superficiais e o movimento de evaporação é para cima (Fig. 2.1).

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Figura 2.1 - Movimento dos Constituintes Dissolvidos em um Perfil de Solo

Considerado a Estação Climática. (a) - Estação Chuvosa. (b) - Estação Seca. (Aitchinson, 1970)

A água de capilaridade também transporta sesquióxidos em várias combinações que os protegem contra as variações do meio que vai atravessar, combinações estas ligadas à atividade biológica, em particular à decomposição da matéria orgânica.

Maignien (1966), relaciona a ocorrência de horizonte endurecido com a sucessão de solos ao longo dos taludes. Os constituintes da laterita são lixiviados no topo e levados para baixo pela água de percolação. A presença de rochas lateríticas numa região elevada acelera o aparecimento de novas laterizações abaixo e ao lado da “fonte” de elementos laterizantes pela percolação de água.

A imobilização e precipitação de ferro ocorre quando a estrutura complexa do ferro é destruída (mudança de pH, íons dissolvidos, oxidação ou transformando Fe+2 em Fe+3). A fixação de hidróxidos liberados pode ser promovida pela existência prévia de hidróxidos. Ferro nunca aparece precipitado em meio rico em matéria orgânica porque os minerais ferruginosos em tal meio são fortemente corroídos.

A variação de textura em termos de crescimento do tamanho dos elementos, provocada pela oxidação através da aeração, parece promover a imobilização. Este fenômeno é marcante em aluviões heterogêneos onde os horizontes espessos são convertidos em arenitos e conglomerados com cimento ferruginoso.

A aeração do meio também influencia a formação de depósitos ferruginosos ao longo de raízes. Sesquióxidos se depositam principalmente ao longo de cavidades e canais do solo. Aeração induz oxidação e conseqüentemente imobilização de ferro e/ou manganês.

A diminuição do conteúdo de matéria orgânica e da atividade biológica no solo pode também promover a imobilização. O processo ocorre pelo desmatamento de florestas, ou por aumento súbito da estação seca, quando se restringe a atividade biológica. Materiais

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endurecidos vão ocorrer mais freqüentemente então, em climas tropicais com estações bem definidas do que em clima equatorial continuamente úmido.

O acúmulo de constituintes lateríticos imobilizados produzirá horizontes endurecidos, denominados de couraça laterítica.

2.1.6 - Meio Ambiente de Formação e Evolução de Solos Lateríticos

Os processos pedogenéticos tropicais produzem dois grandes grupos de solo (Clare, 1957):

a) solos nos quais os produtos do intemperismo foram removidos por solução.

b) solos em que os produtos do intemperismo foram acumulados por precipitação.

O maior grupo das rochas (as silicosas) em geral contém cinco componentes principais: sílica, óxidos de ferro e alumínio, alcalinos e alcalinos terrosos que formam solos derivados que se caracterizam por acumulação. E o grupo das rochas não silicosas (calcárias) se caracterizam por lixiviação que produz solos ricos em sílica e às vezes óxidos de ferro, principalmente argilosos. Quando o material de origem tem alto conteúdo de sílica e os produtos solúveis da intemperização são removidos, a sílica-mãe é quimicamente estável e sempre permanece como partículas de quartzo. Este solo é principalmente arenoso ou pedregulhoso. Contudo, se os produtos do intemperismo são não solúveis e permanecem, material residual rico em óxidos de alumínio e ferro dão origem a solos de graduação fina e coloridos tanto quanto pedregulhos lateríticos nodular ou cimentado, dependendo da quantidade de óxidos acumulados.

A textura, a estrutura e a composição do material de origem estão relacionados com o grau de infiltração e lixiviação, que dependem da permeabilidade à água da chuva e de percolação.

A laterita pode ter como origem vários tipos de rocha e materiais como granito, gnaise, xisto, filito, cinzas vulcânicas, arenitos, argilas xistosas, calcário e também ocorrem em aluviões e colúvios desde que exista ferro nas proximidades. Em geral os processos de laterização são mais intensos e rápidos nas rochas básicas que nas rochas ácidas ricas em quartzo. Contudo, estas tendências podem ser mascaradas por outros fatores especialmente geográficos e de temperatura. A laterita aluminosa ocorre quando o meio tem acelerada drenagem, ionização e dessilificação, quando forma-se a gibsita, seu principal composto, usualmente resultante de rochas básicas (diabásio, basalto) e de cinzas vulcânicas, em relevo irregular e em clima tropical úmido.

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O clima é um fator predominante nos processos físico-químicos associados com a formação do solo laterítico. Caracteriza-se pelo conjunto de fenômenos meteorológicos (temperatura, precipitação pluviométrica, vento, etc.) que definem o estado médio da atmosfera e a sua evolução em um dado local.

Os elementos de clima, cuja incidência sobre a pedogênese é a mais direta, são: temperatura, precipitações pluviométricas, ventos, deficiência e excedente hídricos. Cabe lembrar que há nítida distinção entre clima atmosférico e clima do solo ou pedoclima. Assim, cada perfil de solo apresenta seu clima e com base nisto as classificações pedogenéticas utilizam fatores climáticos, especialmente umidade e temperatura do solo, entre as características diferenciais de unidades classificatórias.

A temperatura em um ponto qualquer do globo terrestre depende estreitamente da latitude, e a radiação solar máxima neste ponto se calcula multiplicando a constante solar pelo cosseno da latitude. Assim, segundo a região do globo, tem-se temperaturas variadas. Este é um fator importante na zonalização das regiões mais adequadas às influências pedogenéticas de origem biológica. Nas regiões intertropicais úmidas, onde a cobertura vegetal protetora amortece os extremos de temperatura, as reações pedogenéticas atingem sua expressão máxima, traduzindo-se por:

− altos teores de fração argila;

− grau de alteração dos minerais primários fornecendo como minerais secundários argilas

do tipo caulinítico e sesquióxidos de ferro e alumínio;

− grandes espessuras das camadas de alteração;

− maior amplitude de certos processos como metabolismo da matéria orgânica,

mobilização e acumulação de óxidos de ferro livre.

A amplitude das variações diárias e estacionais da temperatura do solo diminui com a profundidade. Segundo Smith e Newhall (1964), nas regiões temperadas, esta temperatura é quase constante às profundidades de sete a dez metros, enquanto em regiões intertropicais ela atinge a constância a profundidades menores. As variações diurnas são fracas a 50 cm e as estacionais, praticamente não variam além de 200 cm. Esta temperatura constante do solo em profundidade afeta os processos pedogenéticos que aí ocorrem (alterações, precipitações, lixiviações). Contudo, os processos pedogenéticos mais dinâmicos se localizam nas camadas superficiais onde as temperaturas sofrem maiores variações.

Em condições tropicais raramente são observadas baixas temperaturas nas camadas superiores dos perfis. No entanto, temperaturas elevadas (superiores a 45oC) podem ser atingidas sob clima de caráter estacional pronunciado (semi-árido ou árido) e inibir os processos pedogenéticos pela falta de água. As transformações biológicas podem

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diminuir ou paralisar do mesmo modo como acontece nas zonas climáticas frias nos períodos de inverno devido ao congelamento da água no solo.

Nas regiões de baixa e média altitude, com clima mais seco, com variações diurnas e estacionais atingindo amplitudes maiores, as camadas alteradas são menos profundas e o grau de alteração é menor. O fator inibidor “sêca” atenua o efeito acelerador da temperatura .

Nos altos planaltos, climas mais secos e temperaturas menos elevadas concorrem para uma diminuição generalizada dos fenômenos de alteração, fato este ainda mais acentuado nas regiões montanhosas, onde se encontram solos recentes pouco alterados e solos orgânicos.

A hidrólise é dentre os fenômenos ligados ao intemperismo químico, provavelmente o de maior agressividade. Raman, citado por Jenny (1941) fez uma correlação entre a dissociação da molécula de água e a temperatura do solo, e encontrou os seguintes dados:

Temperatura do solo oC 0 10 18 34 50

Grau de dissociação relativo da água 1 1,7 2,4 4,5 8,0

Para temperatura abaixo de zero, as reações químicas no solo praticamente inexistem. Este autor, levando em consideração o número de dias com temperatura acima de 0oC que ocorressem durante o ano e que portanto apresenta hidrólise, estabeleceu um fator de intemperismo multiplicando o número de dias com temperatura superior a 0oC pelo grau relativo de dissociação de água (Tabela 2.1).

Tabela 2.1 - Fator de Intemperismo de Raman (Jenny, 1941)

Região Temperatura Dissolução Número de Fator de Intemperismo

média do solo (oC)

relativa da água

dias de Intemperismo

Absoluto Relativo

Ártica 10 1,7 100 170 1,0

Temperada 18 2,4 200 480 2,8

Tropical 34 4,5 360 1620 9,5

As regiões tropicais teriam condições de intemperismo três vezes superiores as das regiões temperadas e nove vezes a da região ártica. Entretanto não se pode limitar o

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intemperismo tão somente ao processo de hidrólise. Este quadro serve para dar uma idéia quantitativa da diferença de energia pedogenética entre zonas climáticas.

As águas de chuva que chegam ao solo têm dois papéis importantes e bem distintos na pedogênese:

a) Entram como integrante na maioria dos constituintes neoformados do solo como matéria orgânica, argilas e óxidos hidratados.

b) São os mais importantes agentes transportadores, quer por drenagem externa, quer por percolação sob o efeito da gravidade.

A evaporação à superfície do solo escapa à pedogênese, porém as outras formas de adição e perda de água, têm, cada uma, sua importância própria.

A intensidade, freqüência e volume das precipitações são parâmetros que interessam diretamente aos processos erosivos e aos estudos relativos à conservação dos solos. Em pedogênese é o fator “água excedente” que determina a importância da água como fator pedogeneticamente ativo, especialmente nos processos de lixiviação. Assim, somente o conhecimento da pluviosidade, não dá muita informação quanto a sua energia como fator de formação do solo. É necessário o conhecimento do balanço hídrico que afeta determinada zona, o qual permite calcular a água excedente.

A quantidade de água que percola no solo, portanto, vai depender, além das características de porosidade e estruturais do mesmo, das formas de relevo que condicionam maiores ou menores perdas superficiais, e das condições climáticas. Regiões com farta disponibilidade de água excedente terão normalmente condições de apresentar maior energia pedogenética ligada ao fator água, que regiões onde este fator é escasso ou mesmo negativo (com déficit de umidade pronunciado).

A formação de solos salinos é uma conseqüência da escassez das chuvas aliada a grandes perdas por evaporação direta. A percentagem de precipitação que não participa da pedogênese, é importante neste caso. Um sentido inverso do movimento da água se processa nos perfis. A evapotranspiração, sendo maior que a precipitação, acentua os movimentos ascendentes da água, originando fenômenos de deposição de cátions básicos e alcalinos à superfície e, por conseguinte, determinando pH elevado.

Em regiões de climas tropicais e subtropicais úmidos, especialmente naquelas onde a cobertura vegetal espessa abranda os efeitos evaporantes do vento e da radiação solar, grande quantidade de água participa ativamente na pedogênese. Há lixiviação, por vezes excessiva de cátions alcalinos, acarretando o aparecimento de acidez no solo.

A percolação de água através do perfil, cuja quantidade está estritamente ligada ao clima, renova a água que circunda os minerais que estão sofrendo hidrólise. Assim, a

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remoção dos cátions é mantida. Ao contrário, se a lixiviação é interrompida, a reação é bloqueada e o mineral subsiste.

O relevo diz respeito às formas de terreno que compõem uma paisagem. Sua ação se reflete principalmente sobre a dinâmica da água, quer no sentido vertical (infiltração), quer no superficial (“run-off”), assim como indiretamente sobre a temperatura e radiações.

A figura 2.2 mostra esquematicamente o relevo e sua ação sobre as águas que caem por precipitação.

Nos relevos pouco movimentados (Fig. 2.2 A), a quase totalidade de água de precipitação se infiltra no solo, havendo pouca perda por escorrimentos superficiais, propiciando ótimas condições para desenvolvimento de solos zonais. Em relevos muito movimentados (Fig. 2.2 B), grande parte da precipitação é perdida em escorrimentos superficiais, favorecendo os processos erosivos e dificultando o desenvolvimento de perfis profundos, condicionando a formação de litossolos ou solos rasos. O relevo deprimido (Fig. 2.2 C), recebe, além da água fornecida pela precipitação direta, aquela das vertentes vizinhas, que ocasionam freqüentemente o aparecimento de solos hidromórficos.

Maignien (1966) observou que a drenagem oblíqua é proporcional à declividade. As observações de campo mostraram que para os declives superiores a 8%, a velocidade de circulação é suficientemente forte para limitar os fenômenos de encouraçamento, enquanto declividades menores favorecem o fenômeno.

Em regiões onde o relevo é muito plano ou pouco acidentado a perda da água por gravidade é atenuada, permitindo sua permanência no solo mais tempo que nos relevos acidentados. Sem que haja hidromorfismo, as soluções que contém sílica permanecem por tempo suficiente para permitir a ressilicatização dos hidróxidos, contrariamente ao que ocorre nas regiões montanhosas, onde as águas são drenadas com maior rapidez, transportando os produtos dissolvidos.

Os minerais secundários dos solos lateríticos requerem além de todos os componentes ambientais já citados, outros fatores como ácidos orgânicos, pH das soluções, presença de bactérias e outros organismos, presença ou ausência de oxigênio, água e vários cátions para o seu desenvolvimento.

Os minerais argílicos em geral são muito sensíveis a pequenas mudanças na composição, temperatura e pH do meio ambiente. A caulinita caracteristicamente desenvolve-se no meio ácido produzido por ácidos orgânicos ou oxidação de minerais. Em locais onde fortes processos de lixiviação sob condições neutras afetam as rochas, a caulinita também tende a se desenvolver sob aquelas condições que efetivamente removem

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as bases do sistema. A montmorilonita desenvolve-se sob uma gama de condições em presença de magnésio e de outros alcalinos e alcalinos terrosos. O ferro nestes minerais está usualmente na forma férrica. A ilita forma o mineral argílico predominante em sedimentos marinhos, mas também ocorre em alguns solos.

As condições que favorecem a formação dos três maiores grupos de argilo-minerais estão resumidas na Figura 2.3, segundo Gidigasu (1976).

Quanto aos óxidos residuais e hidróxidos dos nove cátions comuns em rochas silicosas, somente quatro (Si+4, Al+3, Fe+3 e Fe+2) aparecem em forma de óxidos ou hidróxidos estáveis no meio ambiente. Destes, três importantes grupos formam minerais secundários nos solos lateríticos: hidróxido de alumínio, óxidos e hidróxidos de ferro e óxido de titâneo (Loughnan, 1969).

Figura 2.2 - Esquema da Ação do Relevo sobre as Águas de Precipitação

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Os óxidos e hidróxidos de ferro ocorrem numa grande variedade de rochas e sua presença serve como um guia útil das condições ambientais sob as quais certos solos lateríticos são desenvolvidos. Óxido de ferro tende a se acumular em solos bem drenados com boa oxidação sob clima quente com períodos úmidos. Sob estas condições a matéria orgânica é rapidamente quebrada, a água de lixiviação é próxima à neutra e o ferro é oxidado e imobilizado. Os óxidos e hidróxidos de ferro são particularmente sensíveis à mudanças no potencial redutor do ambiente. Na presença de matéria orgânica ou abaixo do NA, minerais férricos tendem a ser destruídos enquanto nas partes oxidadas do ambiente, componentes ferrosos são particularmente instáveis. Em muitas rochas sedimentares os óxidos de ferro apresentam indefinidas quantidades de água e parecem amorfos no raio x.

Os óxidos residuais de titâneo não são particularmente abundantes. Contudo, muitos materiais de origem contém pequenas quantidades de titâneo e o processo de lixiviação tende a concentrar o elemento nos solos lateríticos. Das três formas polifórmicas de TiO2, o mineral tetragonal rutilo é mais comum como produto residual do intemperismo. A ilmenita (óxido de ferro e titâneo) é moderadamente estável nas condições ambientais de intemperismo e pode persistir na forma de grãos nos sedimentos derivados.

Uma rocha no interior da crosta terrestre pode estar em equilíbrio com o meio que a rodeia. O mesmo não acontece quando exposta à superfície, onde o meio é inteiramente novo e a rocha torna-se altamente instável. Ela sofrerá mudanças continuas nas suas propriedades, em determinada direção, rumo a um novo equilíbrio, que será atingido quando o solo resultante se apresentar em estado maduro, desde que as condições climáticas se mantenham homogêneas. Este estado será atingido em período que varia com o tipo de rocha e material de origem, bem como, segundo as condições de intemperismo e pedogênese a que estiverem sujeitos.

Há diferenciação entre idade e maturidade de um solo. Um solo pode apresentar pequena idade absoluta e ser bem mais maduro que outro com idade absoluta bem maior. A idade absoluta é a medida dos anos passados desde o início de sua formação até o momento, enquanto maturidade é a evolução sofrida pelo mesmo em igual período. A estimativa do grau de maturidade ou idade relativa dos solos, é baseada na diferenciação de horizontes. Na prática, é geralmente aceito que quando maior o número de horizontes e maior sua espessura, mais maduro é o solo.

O fator tempo ou idade também figura no sistema de classificação pedológico americano, onde o termo zonal implica na existência de solos bem desenvolvidos, enquanto os termos azonal e intrazonal implicam entre outros tipos de solos, aqueles considerados jovens, por não apresentarem perfis bem desenvolvidos.

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Redução ou Oxidação eLixiviação

Micas Hidratadas(Ilitas)

Rocha Mãe

Mg, Ca, Fe+2 Presente K, Na, Ca, Fe+2 Presente

Oxidação eLixiviação

MontmorilonitaRedução

LixiviaçãoCaulinita

Lixiviação+K

Lixiviação+Mg

+K

Lixiviação

Oxidação eLixiviação

Figura 2.3 - Condições que Favorecem a Formação dos Três Maiores Grupos de Argilos-Minerais (Gidigasu, 1976)

Nas regiões tropicais, as velocidades de reação são maiores que nas outras regiões, e os solos normalmente alcançam sua maturidade em menor tempo que aqueles das regiões de latitudes mais elevadas.

As crostas lateríticas tem o seu desenvolvimento associado ao Quaternário (Pleistoceno), ou Terciário médio. Já os solos lateríticos com endurecimento e camadas concrecionadas esporádicas no perfil são invariavelmente desenvolvidos no pré-Terciário ou último Terciário.

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A formação de couraça laterítica de “acumulação absoluta” aparentemente pode se formar rapidamente. Contudo a formação dos solos lateríticos desde a rocha sólida não pode ser mais rápido que o tempo necessário para se obter um alto grau de intemperização. No intemperismo de material não consolidado sujeito ao enriquecimento de ferro vindo de outras fontes, entretanto, a velocidade do desenvolvimento pode ser relativamente rápida. O endurecimento de material fofo pré-condicionado pode ter lugar em poucos anos de exposição. Através do controle do grau de lixiviação e do potencial de redução com o inter-relacionamento do clima, topografia e material de origem, pode-se controlar diretamente a velocidade do intemperismo químico e a natureza dos produtos intemperizados.

2.1.7 - Localização, Morfologia e Composição de Solos Lateríticos

A localização e distribuição de laterita está associada com as condições de temperatura e chuva que caracterizam a superfície da terra entre as latitudes 35ºN e 35ºS. Os lugares onde já existe e onde é possível que ainda se desenvolva podem ser localizados por fotografia aérea e técnicas sonoras, mapas pedológicos e geológicos (Persons, 1970).

• A importância de dados geológicos e pedológicos

O depósito laterítico de um ou mais estratos de material deixado pelo intemperismo consiste de materiais transportados derivados primariamente da rocha, e em muitos casos é uma combinação de ambos. As características de extratificação do perfil do solo, a espessura do manto de solo sobre a rocha-mãe e suas características físicas são fatores determinantes nas condições potenciais de fundação, considerando que estes fatores afetam a capacidade de carga, o NA e seu movimento.

Os mapas de solos feitos com objetivos de agricultura quando usados e interpretados do ponto de vista geológico são de grande valor na pesquisa de lateritas. Dados geológicos podem ser usados para eliminar uma considerável soma de rotinas de localização de depósitos lateríticos.

As informações geológicas tem valor na localização do tipo de solo reduzindo o campo de exploração ou de transporte. Ao longo de uma rodovia os dados geológicos são muito úteis. A conformação do terreno fornece informações valiosas sobre o tipo de solo e condições de drenagem. A correlação entre chuva média e características dos solos lateríticos também é importante, considerando que ao crescer a precipitação cresce o óxido de ferro. Há também associação entre geomorfologia (topografia) e mudanças na cor de lateritas e solos não lateríticos, onde se verificam solos vermelhos no topo das encostas, amarelados nos taludes e preto ou cinza nos vales.

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Os solos residuais podem ser subdivididos em tipos correspondentes a diferentes condições de intemperismo influenciados pela geologia, clima, topografia e drenagem. Já os solos transportados podem ser parcialmente diferenciados pelo estado de drenagem.

• Uso de fotografia aérea

A fotografia aérea é empregada extensivamente na localização de formações lateríticas. Elementos de reconhecimento incluem características da superfície da terra tais como relevo, drenagem e vegetação.

O relevo é facilmente identificado no solo e é expressão da drenagem superficial. O uso do solo e a vegetação natural também podem ser observados. Estudos úteis consistem em localizar solos lateríticos “in loco” e comparar com fotos aéreas da região para detectar possíveis indicações para serem usados em outras fotos.

Os seguintes dados são importantes para determinação da presença de lateritas (Persons, 1970):

- evidências de pontos de escorregamento e instabilidade de um sistema de solo, e impedimento de formação de rochas lateríticas;

- cume de colina plano rodeado por finas linhas cinza-claro são identificações positivas de rocha laterítica exposta no topo;

- solos transportados recentes são muito novos para formar rochas lateríticas;

- solos residuais derivados de rochas ígneas e metamórficas são em geral laterizados;

- vales planos não muito fundos denotam aluvião recente, não têm laterização, exceto nos bordos do vale ou em morros adjacentes;

- terreno aplainado sugere um sistema mais maduro mais possível de ser laterizado;

- terreno escarpado sugere um sistema mais jovem no qual a laterização não tem lugar;

- terreno sem feição com floresta sugere um sistema envelhecido não laterizado;

- feições mostrando tons claros e um sistema plano sugere depósitos de laterita resistente à erosão;

- ausência de vegetação superficial numa área com floresta indica pontos de uma formação de rocha laterítica.

Os estudos aerofotogramétricos indicam que um claro entendimento de pedologia, geologia e processos geológicos é o caminho mais apropriado para estudar o terreno, e a fotografia aérea é o melhor meio de estudar áreas relativamente grandes de depósitos lateríticos em escala regional.

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• Emprego de técnicas de exploração geofísica

Os métodos geofísicos de exploração consistem na identificação de mudanças nas características de materiais subsuperficiais por medidas de variação de propriedades físicas do solo. Estes métodos permitem a determinação da natureza de camadas profundas através de suas características gravimétricas, magnéticas , elétricas e sísmicas, medidas em equipamentos apropriados colocados na superfície ou a pequena profundidade. Embora estes métodos tenham sido desenvolvidos primariamente para prospeção de óleo e minérios e sejam intensamente usados para este propósito, alguns métodos elétricos e sísmicos estão sendo empregados em escala crescente na exploração de subsolo para engenharia civil. Sob condições especiais e em menor escala, métodos geofísicos de radioatividade, térmicos e outros também vem sendo utilizados (Gidigasu, 1976).

Os métodos elétricos baseiam-se em diferenças de condutividade ou resistividade elétrica dos materiais. A resistividade depende principalmente da quantidade e salinidade da água dos poros e menos dos minerais constituintes. É um dos métodos mais populares na exploração rasa em Engenharia Civil. Mede-se a mudança de resistividade com a profundidade ao estabelecer uma corrente elétrica entre dois eletrodos na superfície verificando-se a ação entre dois outros.

Os métodos sísmicos baseiam-se no princípio de que a velocidade de propagação de uma onda ou impulso em um meio elástico é uma função do módulo de elasticidade, coeficiente de Poisson e densidade do material, e que existe grande diferença entre a velocidade da onda em rochas sólidas e material fofo. O método consiste em se provocar impulsos por explosão de pequenas cargas em um ponto da superfície e registrar o tempo necessário para que as ondas atravessem os sismógrafos que transformam as vibrações em impulsos elétricos e os transmitem à unidade de registro (oscilógrafo) com mecanismo de tempo.

• Métodos de sondagem

Os aparelhos de sondagem estática ou dinâmica podem ser empregados. A variação da resistência indica camadas diferentes. Os penetrômetros indicam não somente a estratificação mas também a consistência ou compacidade dos solos.

• Variações de cor e topografia nos solos lateríticos

A topografia e a drenagem influenciam a cor do solo. Solos bem drenados são freqüentemente vermelhos ou marrom ou avermelhados pela presença de óxido de ferro

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não hidratado no solo (Fe2O3 - hematita). Solos no meio ou na parte baixa de taludes, por terem menos drenagem que no topo e também por receberem umidade dos solos de cima, permanecem úmidos mais tempo e secam com menor freqüência, refletindo no grau de hidratação do ferro no solo, indicado pela cor amarelada ou castanha (parda) que assumem. Os óxidos de ferro serão hidratados (Fe2O3+H2O - goetita).

• Importância da topografia na variação dos perfis de solos lateríticos

Os tipos de solo geralmente estão relacionados com o tipo de topografia e inclinações de talude.

A figura 2.4 mostra a topografia e as características morfológicas de um perfil laterítico em zona de floresta úmida.

• Características importantes dos perfis laleríticos

Os perfis de solos laleríticos caracterizam-se por horizontes com incrustações vermelhas (concreções) e/ou com alto conteúdo de ferro e alumínio (Ki = SiO2/Al2O3 < 2).

Normalmente, os horizontes lateríticos seguem a seguinte seqüência:

A - solo superficial (geralmente húmus) B2 - horizonte laterítico de ferro e alumínio B1 - zona de mosqueado com evidência de enriquecimento de sesquióxido C - zona de lixiviação (rocha com mudança química, porém retendo a mesma

aparência física) D - rocha mãe

Entretanto, em termos de características morfológicas três horizontes principais ou camadas de solo podem ser identificados nos perfis laleríticos como segue (Gidigasu, 1976):

10 ) Camada de solo sobre o horizonte laterítico

O horizonte laterítico aparece geralmente à pequena profundidade (até 3 m). As concreções lateríticas aparecem na superfície, mas tal exposição é geralmente atribuída à erosão. O solo superficial do horizonte A pode ser ou não geneticamente correlacionado com o horizonte laterítico. Uma linha de seixos marcando separação entre camadas é muito comum nos trópicos e define a descontinuidade vertical dos materiais. Uma grande variedade de solos pode cobrir o horizonte laterítico. Quando tais solos forem residuais são compostos de material altamente intemperizado rico em sesquióxidos com ou sem caulinita e com algum componente de alguns minerais altamente resistentes que vem da rocha mãe.

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Figura 2.4 – Esquema da topografia e Características Morfológicas de um Perfil Laterítico em Zona de Floresta Úmida (Norton and Smith, 1960)

1 – Rocha Mãe

2 – Zona de Início de Alteração

3 – Zona de Alteração e Concentração

4 – Zona de Acumulação Relativa de Gibbsita e Goetita

5 – Zona de Lixiviação

6 – Zona de Concentração Absoluta de Óxidos e Hidróxidos de Ferro

7 – Argila Arenosa Aluvial

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Eles podem ser uniformes em características com a profundidade ou podem ter seqüência de horizontes genéticos A-B.

2o ) Horizonte laterítico

O horizonte laterítico pode ou não ser geneticamente correlacionado com o solo do horizonte superior. Pode ser de argilas vermelhas ou de fragmentos de concreções lateríticas de locais adjacentes. Argilas vermelhas são formadas em zonas de floresta úmida ou em áreas de NA alto nas quais concreções nunca podem se formar. As concreções lateríticas são formadas em solos que tem NA não variável e sua formação cresce progressivamente com a descida do talude em uma dada configuração topográfica. As concreções podem ser formadas pela deposição sucessiva de filmes de sesquióxidos usualmente ferruginosos ao redor de um núcleo, geralmente de grãos de quartzo, ou por pedaços de rochas alteradas impregnadas de soluções ferruginosas em grandes profundidades.

3o ) Camadas abaixo do horizonte laterítico

Os fragmentos de laterita são depositados em algum material presente no pé do talude em forma dissecada, no qual a crosta laterítica e o material abaixo não são relacionados. Em locais onde o horizonte laterítico é residual existe correlação com as camadas inferiores. Embora seja possível que a camada inferior seja rocha laterítica ou rocha inalterada, comumente existe uma camada altamente alterada entre o horizonte laterítico e a rocha de origem (bedrock). Em áreas secas ou em locais onde as condições favorecem a boa aeração, como em cotas mais altas, o material inferior pode ter cor viva. Em cotas mais baixas, o material inferior é mosqueado ou descorado, por causa de aeração pobre, redução de ferro e, possivelmente lixiviação lateral de sesquióxidos.

Todas as camadas podem estar presentes, e pelo menos uma aparentemente pode se relacionar genericamente com a laterita. Nada, exceto o próprio horizonte laterítico parece ser essencial no desenvolvimento de solos lateríticos em todos os ambientes. Correlações acuradas entre camadas são complicadas, já que há ocorrência de solos lateríticos em diversas condições pela variedade de relações geomórficas envolvidas no local onde os solos lateríticos surgem e pelo fato de que o enriquecimento necessário à formação do solo pode ocorrer por diferentes caminhos.

• Características morfológicas dos solos lateríticos

Os dois maiores grupos de solos lateríticos, geneticamente, são os aluminosos (bauxita) e os ferruginosos, com características bem definidas (ver Tabela 2.2).

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Entretanto, muitas destas diferenças são qualitativas e não facilmente identificáveis nas condições de campo. Geneticamente são baseadas em caracterizações física e geotécnica de laboratório.

As características morfológicas dos materiais do perfil laterítico mais importantes são o grupo textural genético, origem e estado da escavação, cor e estrutura, natureza das partículas grossas, relação com o material de origem e parâmetros genéticos importantes para identificação e avaliação.

As características texturais dos solos lateríticos cobrem um longa sucessão de materiais desde solo até rocha. Os materiais começam com rocha fresca e terminam em rocha concrecionária rica em sesquióxidos.

A cor característica dos solos lateríticos é a tonalidade vermelha devido à presença de vários graus de hidratação do ferro, titâneo e manganês. O tom reflete a maturidade, quanto mais escuro mais maduro. Os solos naturais tem sua cor derivada de duas fontes:

a) da matéria orgânica - preto, marrom e cinza

b) da decomposição mineral: - Ferro: vermelho, laranja, amarelo, marrom - Cálcio, magnésio, sódio e potássio: branco - Alumínio: branco - Manganês: preto, marrom

A macro-estrutura dos solos lateríticos pode ser originada por elementos endurecidos que formam um esqueleto contínuo coerente ou elementos endurecidos cimentam materiais residuais ou transportados pré-existentes. A rocha alterada indeformada geralmente é semelhante à rocha-mãe. Solo laterítico fino tem estrutura muito variável, função da natureza da rocha-mãe, gênese e grau de enriquecimento de sesquióxidos. Solos grossos e pedregulhos geralmente tem fração grossa de concreções e/ou partículas de quartzo em matriz argilosa.

Os solos lateríticos, em cada um dos grupos texturais genéticos, podem ser residual ou não residual. Dependendo do grau de intemperismo (decomposição, enriquecimento de sesquióxido-laterização) ou desidratação (dissecação e/ou endurecimento) os solos lateríticos variam de materiais inconsolidados, friáveis ou granular até massa rochosa de considerável dureza (Fig. 2.5).

Os processos de intemperismo tropical e laterização transformam a rocha-mãe química, mineralógica e morfologicamente desde o estado primário até vários estágios

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Tabela 2.2 - Características Morfológicas dos Solos Lateríticos (Gidigasu, 1976)

Características Laterita Aluminosa Laterita Ferruginosa

Local Formações velhas Principalmente formações sedimentares profundas

Endurecimento Pequeno a moderado Moderado a muito forte

Cor Rosa-claro a vermelho Ferrugem a castanho escuro

Densidade Baixa Alta

Estrutura “scoriaceus” Extremamente variado: pisolítico, alveolar, lamelar.

Composição química Fortemente hidratada (> 20%), pouco material insolúvel

Fracamente hidratada (10%), abundância de material insolúvel

Constituição mineralógica Principalmente gibbsita, boemita, goetita

Pouca caulinita

Caulinita e goetita quantidade variável de hematita e de gibbsita

Ausência de quartzo, ou se presente não abundante

Quartzo: muitas vezes um importante constituinte residual

relacionados com o grau de intemperismo. Dependendo da gênese e grau de intemperismo (decomposição, laterização e desidratação), os solos podem ou não ser relacionados aos tipos de rocha-mãe. Por exemplo, rochas decompostas e solos finos pobremente lixiviados são morfologicamente relacionados à rocha-mãe, enquanto solos altamente laterizados e desidratados podem não mostrar traços característicos da rocha-mãe. O estado altamente avançado de laterização ( concreções) não apresenta relação textural com a rocha-mãe. Contudo, rochas ricas em quartzo tendem a produzir solos granulares que são muito ricos em quartzo quando comparado com os nódulos concrecionados. Em rochas lateríticas, formadas pela ferruginização da rocha-mãe intacta, a textura e estrutura do material de origem é mantida, enquanto rochas lateríticas formadas pela cimentação de materiais pré-existentes são geralmente não relacionadas com a rocha-mãe.

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Rochas Lateríticas

Rochas Lateríticas Primárias

Endurecido

(incluindo seixo rolado)

(residual)

in situEndurecido

quando exposto ao ar

Rochas Lateríticas Secundárias(não residual)

Endurecidoin situ

1 2 3 4 5 6 7

1 - Homogêneo, por acumulação de sesquióxido.

2 - Partículas de quartzo, sesquióxido concrecionado residual cimentado.

3 - Rocha-mãe intemperizada “ferroginada”.

4 - Rocha-mãe intemperizada laterizada, marga mosqueada (residual).

5 - Quartzo não residual cimentado e partículas grossas concrecionadas em matriz fina.

6 - Materiais sedimentares cimentados (areias, conglomerados, etc.).

7 - Depósitos aluvial e coluvial cimentados.

Figura 2.5 - Características Genética-textural de Rochas Lateríticas (Gidigasu, 1976)

• Características químicas dos solos lateríticos

Os solos lateríticos apresentam como principal característica a alta proporção de sesquióxidos de ferro (Fe2O3) e alumínio (Al2O3) em relação a outros componentes químicos. Em geral as bases estão ausentes e a sílica combinada em baixa quantidade, a não ser em alguns solos e em forma de caulinita, que é o mais comum argilo-mineral nos solos lateríticos.

Outros constituintes são óxidos de Manganês (Mn), Titâneo (Ti), Cromo (Cr) e Vanádio (V). O Quartzo pode estar ausente ou em proporções limitadas. A água aparece de 10 a 30% (maior teor nas lateritas aluminosas).

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Existem diversas classificações baseadas na composição química. Martin e Doyne (1927) sugeriram a razão sílica/alumínia para classificação:

SiO2/Al2O3 < 1,33 (laterita verdadeira)

1,33< SiO2/Al2O3 < 2,00 (solo laterítico)

SiO2/Al2O3 > 2,00 (Solo tropicalmente intemperizado não laterítico)

• Minerais secundários em solos lateríticos

A composição mineralógica da fração argila é importante do ponto de vista de engenharia e pode ser usada como um meio de classificação. Porém a análise mineralógica não é usualmente empregada como rotina de exame de solos porque necessita de ensaios especiais de laboratório e interpretação difícil em termos práticos imediatos. Mas é muito útil nos seguintes casos:

a) Na identificação de diferentes grupos de solo tropicalmente intemperizado que têm características de engenharia distintas.

b) Na formulação de uma classificação local de interesse de engenharia, levando em conta não somente o solo mas o ambiente que afeta a natureza do solo e as considerações de engenharia.

c) Na pesquisa para um entendimento básico das propriedades de engenharia dos solos lateríticos e interpretação dos resultados.

Há de se destacar também, que existe correlação entre mineralogia do solo e as condições de intemperismo. A caulinita é o principal argilo-mineral dos solos lateríticos.

A estrutura mineral da caulinita é formada por um tetraedro simples de sílica e um octaedro simples de alumina, em combinação repetida indefinidamente. Consiste de camadas unitárias que são ligadas umas às outras firmemente pelo hidrogênio dos íons hidroxila do octaedro e oxigênios do tetraedro. Este arranjo de camadas individuais de caulinita numa partícula de argila pode diferir no grau de perfeição e as caulitas podem ser distinguidas como ordenadas, parcialmente ordenadas ou desordenadas com base na forma do Raio X. As partículas que formam os minerais cauliníticos podem ser olhadas como agregados de pequena forma hexagonal. Formam as argilas mais estáveis por causa de sua estrutura não expansiva que resiste à entrada de água na cadeia que teria efeito desestabilizante. Quando molhada, as caulitas são somente moderadamente plásticas e tendem a ter um maior coeficiente de atrito interno que outros argilo-minerais.

A haloisita é um membro da família da caulinita e existe em dois estados de hidratação. Haloisita hidratada - estrutura semelhante à caulinita desordenada mais uma

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camada de moléculas de água entre as camadas, o que cresce o espaçamento basal. Haloisita desidratada - secando no vácuo ou a 100 0 C a camada de água sai e a estrutura entra em colapso (meta-haloisita). Todos os estágios intermediários entre os dois limites de hidratação existem na natureza. A microscopia eletrônica revela que muitas, embora não todas as haloisitas ocorrem como cristais tipo tubos roliços, que contrastam com a característica plana dos outros minerais dioctaédricos cauliníticos. Considerando que as diferenças estruturais e morfológicas da caulinita, haloisita (4H2O) e meta-halosita (2H2O) são causadas por diferenças na qualidade de água entre camadas, admite-se que a umidade é um fator que retrata qual destes minerais se formará sob uma dada condição. A haloisita se formará sob umidades muito elevadas e a desidratação da haloisita parece ocorrer quando a umidade se reduz a abaixo de 10%.

2.1.8 - Propriedades Físico-Químicas dos Solos Lateríticos

As características de engenharia de solos naturais são influenciadas consideravelmente pelas propriedades físico-químicas que também influenciam a relação água/solo tais como: pH, matéria orgânica e umidade higroscópia. O pH, que é a concentração de íon hidrogênio na água do solo, expresso em logarítmo de base 10 do inverso da concentração, é importante nos processos de estabilização química. A matéria orgânica é de fundamental importância na textura e estrutura do solo, especialmente coesão, porosidade e capacidade de troca catiônica. Em termos de engenharia pode ser indesejável, pois varia de volume quando solicitada, retém umidade, provoca baixa estabilidade, etc. Não se conhece qual a concentração de matéria orgânica que começa a afetar o solo. Os carbonatos ocorrem no solo principalmente em forma de partículas de carbonato de cálcio e são resultantes de vários depósitos calcários. As frações mais finas do solo (colóides) possuem a propriedade de absorver cátions ionizados de soluções de ácidos fracos, sais metálicos e hidróxidos fracos em troca de uma quantidade equivalente de cátions de solos absorvidos, porém dissociados e relativamente livres das bases de acordo com as preferências.

As características físico-químicas dos solos lateríticos são determinadas principalmente por fatores genéticos e pedogenéticos (Gidigasu, 1971):

• pH - os solos lateríticos têm baixo pH, são ácidos. O principal fator de alteração é a condição de clima e vegetação. Muita chuva e lixiviação alta implica em baixo pH.

• Matéria Orgânica - apresentam pouca matéria orgânica e pequena diferença ao variar as condições climáticas e vegetação.

• Quantidade de Carbonato de Cálcio - a concentração de CaC03 é função das condições climáticas e de vegetação. Em áreas de baixa pluviosidade e vegetação de serrados

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onde a evaporação excede a precipitação e onde um meio básico e drenagem interna pobre predominam, alta concentração de carbonato de cálcio deve ser esperada. Quanto maior o grau de lixiviação e laterização menor a concentração de carbonatos no perfil do solo. A distribuição da chuva influi na profundidade e extensão da acumulação de carbonatos no perfil.

• Capacidade de Troca Catiônica (C.T.C.) - Existe correlação entre a C.T.C. e o % de argila . O efeito é mais pronunciado para solos com um baixo grau de lixiviação e laterização, uma vez que a CTC depende da superfície específica da argila. O valor baixo em solos laterizados é atribuído à cobertura da superfície da fração argila por sesquióxidos que parecem reduzir a atividade das partículas de argila.

• Umidade Higroscópica - Também há correlação entre % de argila e umidade higroscópica, em função do grau de lixiviação e laterização. Quanto maior a laterização menor a influência do % argila na umidade higroscópica.

Pode-se notar que as características físico-químicas de um solo tropicalmente intemperizado são função da gênese (grau de lixiviação e laterização) e fatores pedogenéticos, tanto quanto da mineralogia das argilas e da % de argila.

2.1.9 - Distribuição Granulométrica de Solos Lateríticos

Os solos lateríticos apresentam alguma dificuldade na aplicação de procedimentos padrões de análise granulométrica, tendo em vista que os resultados do ensaio são afetados pelo pré-tratamento e mesmo pelos procedimentos de ensaio. Por exemplo, a remoção de óxido livre resulta em crescimento do percentual de argila. A influência do tipo de agente dispersor também é importante, bem como o grau de secagem e tempo de homogeneização da amostra antes do ensaio. Dois fatores básicos explicam essas dificuldades. A degradação de alguns materiais relativamente fracos dá maus resultados, não sendo possível uma generalização aceitável da granulometria de tais solos. O outro fator é o efeito cimentante dos sesquióxidos que transforma as frações argila e silte em frações grossas, sendo quase impossível a dispersão total. O melhor agente dispersor para esses solos é o hexametafosfato de sódio (Gidigasu, 1976).

Os solos finos residuais lateríticos devem ser interpretados quanto às características granulométricas considerando a natureza do material de origem (rocha-mãe), modo de formação (gênesis), grau de intemperismo (decomposição, laterização) e posição da amostra no sítio topográfico tanto quanto a profundidade no perfil.

Os solos pedregulhosos lateríticos compreendem partículas concrecionárias e partículas quartzílicas espalhadas em uma matriz de finos. A identificação pode ser feita

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visual e manualmente. Pedras e grãos de areia de rochas sãs são facilmente identificadas. Rochas intemperizadas são descoloridas e facilmente quebradas entre os dedos.

As formas das partículas concrecionárias ou pisólitos podem ser nodular, arredondadas, alongadas ou irregulares, angular ou sub-angular.

Gidigasu (1976) observou que existe uma tendência geral para que todos os pedregulhos lateríticos tenham curvas granulométricas típicas, com deficiência de fração granulométrica tipicamente entre 1 mm e 0,25 mm, ou seja apresentam um patamar na curva, nas frações entre estes limites. E apresentam tendência a ter alto conteúdo de finos.

Os solos lateríticos, texturalmente, são muito variáveis, mas podem ocorrer todas as frações: pedra de mão, pedregulho, areia, silte e argila, tanto quanto rochas concrecionárias conhecidas como couraça laterítica.

A literatura apresenta alguma confusão a respeito das caracteríticas texturais dos solos lateríticos. Primeiro aceita-se que dado solo laterítico fino seja definido texturalmente por uma estreita faixa de diâmetro. Bawa (1957), definiu a graduação dos solos lateríticos finos com a seguinte variação de frações:

Fração Faixa de Diâmetro Percentual

Areia 2,0 - 0,05 mm 50%

Silte 0,05 - 0,002 mm 30 - 40 %

Argila < 0,002 mm 20 - 30 %

Generalização similar para variação de diâmetro das partículas menores que 2 mm foi sugerido por Vallerga (1969). Entretanto estudos posteriores de De Graft-Johnson (1972) e Gidigasu (1972), mostram que as características granulométricas de um solo laterítico fino são função da natureza do material de origem, gênese, grau de intemperismo, origem geológica, localização topográfica e profundidade. Outra conclusão é a tendência de se usar o termo “laterita” para uma fração particular de solo laterítico pedregulhoso ou couraça.

2.1.10 - Massa Específica dos Solos Lateríticos

A determinação da massa específica das partículas sólidas de um solo torna-se necessária para os cálculos como por exemplo do índice de vazios, porosidade e grau de saturação, que por sua vez estão presentes no cálculo da compactação, permeabilidade, limite de contração e granulometria por sedimentação.

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A massa específica das partículas sólidas dos solos lateríticos varia na faixa de 2,5 a 3,6 g/cm3. Os maiores valores estão associados com solo rico em óxidos de ferro e minerais titaníferos. A determinação da massa específica de solos naturais pode ser feita por muitos métodos como por exemplo que diferem em detalhes de procedimento em relação à textura do solo e modo de preparação inicial, como material seco em estufa ou ao ar. Vários pesquisadores mostraram que em geral a massa específica de solos lateríticos é alto e este valor é geralmente associado com a fração pedregulho na qual o óxido de ferro se concentra. Conseqüentemente, a massa específica dos finos e da fração grossa devem ser bastante diferentes para muitos solos lateríticos (Maignien, 1966).

A tabela 2.3 mostra as massas específicas de solos lateríticos da fração fina que passa na peneira de 2,8 mm e da fração retida nesta mesma malha.

Consideráveis variações na massa específica também têm sido notadas em relação ao tamanho da amostra, à técnica de preparação e procedimento de ensaio. Por exemplo, pulverização da amostra (destorroamento) ou parafinação pode levar a resultados diferentes. Então, para se comparar resultados de fontes diferentes, deve-se considerar o tipo de ensaio e seus procedimentos de preparação de amostra.

Tabela 2.3 - Valores de Massa Específica de Alguns Solos Lateríticos (Gidigasu, 1976)

Massa específica das partículas sólidas (g/cm3)

Local Fração que passa na peneira de 2,8 mm

Fração retida na peneira de 2,8 mm

Referência

Uganda (6 solos) 2,69 - 2,91 2,93 - 3,04 Evans (1958)

Gambia (3 solos) 2,68 - 2,74 2,98 - 3,06 O’Reilly (1958)

Gana (2 solos) 2,77 - 2,78 3,25 - 3,33 De Graft Johnson and Irvin (1959)

India (6 solos) 2,78 - 2,92 3,26 - 3,54 Central Road Res. Institute India (1953)

As rochas lateríticas e pisólitos em geral têm muitos poros de muitos milímetros de tamanho. A massa específica variará com o tamanho do pisólito e com seu estado de desagregação. A massa específica parece não ser um parâmetro físico constante para rochas lateríticas e pisólitos, uma vez que depende muito do índice de vazios dos mesmos.

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A tabela 2.4 mostra um estudo de Van Ganse (1957), onde a massa específica aparente de doze solos pedregulhosos concrecionados (pisólitos) secos a 100 oC por 24 horas, varia segundo as seguintes relações de vazios, sendo:

no = porosidade total = (d3 - d1) / d3

n1 = microporos = (d3 - d2) / d3

n2 = macroporos = (d2 - d1) / d3 = no - n1

d1 = massa específica aparente do pisólito inteiro

d2 = massa específica aparente do pisólito quebrado em partículas entre 2 - 5 mm.

d3 = massa específica aparente do pisólito passando na peneira no 100 U.S.

Tabela 2.4 - Valores de Massa Específica Aparente de Pisólitos Lateríticos (g/cm3) em Relação à Granulometria das Partículas (Van Ganse, 1957)

Solo d1 d2 d3 no n1 n2

1 2,38 3,46 3,51 32,2 1,4 30,8

2 2,05 3,39 3,47 30,9 2,3 28,6

3 2,01 3,22 3,49 42,4 7,7 34,7

4 1,79 3,46 3,53 49,3 2,0 47,3

5 2,18 3,46 3,53 38,2 2,0 36,2

6 2,15 3,36 3,45 37,7 2,6 35,1

7 1,83 3,35 3,46 47,0 3,2 43,8

8 2,09 3,27 3,44 39,2 4,9 34,3

9 2,14 3,33 3,40 37,0 2,0 35,0

10 2,73 3,45 3,57 23,5 3,3 20,2

11 3,07 3,18 3,67 16,4 13,4 3,0

12 2,68 3,22 3,49 23,2 7,7 15,5

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2.2 - A Metodologia MCV

O ensaio MCV (Moisture Condition Value) foi concebido por Parsons (1976) no TRL (Transport Research Laboratory - Inglaterra), para avaliação rápida e segura das condições de umidade do solo em trabalhos de terraplanagem. Na Inglaterra é normal especificar-se um limite superior de teor de umidade para evitar o recalque excessivo dos aterros ao voltarem à umidade de equilíbrio. Para tanto, fazia-se necessário um ensaio que indicasse o estado do solo em termos de adequação à compactação e que fosse isento das dificuldades inerentes aos ensaios de determinação do teor de umidade no campo e limites de liquidez e plasticidade, como também que pudesse evitar os problemas de mobilidade das máquinas de terraplanagem.

O ensaio MCV caracteriza-se por utilizar energia de compactação variável. Para cada teor de umidade do corpo de prova, aplica-se um número de golpes crescente, até que se atinja uma massa específica aparente máxima. O Moisture Condition Value relaciona-se diretamente com essa massa específica. Ao se compactar um solo com intensidades de energia diferentes, as relações entre massa específica e teor de umidade convergem à medida que o teor de umidade aumenta, ou seja os ramos úmidos das curvas de compactação tendem, a “encontrar-se” em posição próxima a da curva de saturação, indicando assim, que para cada teor de umidade há um número máximo de golpes que o corpo de prova pode transformar em compactação, sem expulsão de água (Fig. 2.6.).

No ensaio proposto por Parsons, cujo esquema do equipamento se encontra na Figura 2.7, a compactação é por impacto, feita por um compactador provido de um soquete de seção plena, isto é, de diâmetro praticamente igual ao do molde cilíndrico de 100 mm de diâmetro, com peso de 7.000g e altura de queda de 25 cm.

O ensaio MCV de Parsons consiste basicamente em determinar o esforço de compactação em termos de número de golpes, necessário para a compactação completa de uma amostra de solo, definida por um critério especial. O processo de compactação permite que durante a aplicação dos golpes no corpo de prova, seja medida a altura resultante após um conjunto de golpes aplicados. A densidade do corpo de prova tenderá a um valor próximo da condição de saturação. Para cada teor de umidade haverá uma energia (no de golpes) que leva a amostra a esse estado de compactação.

Emprega-se sempre um mesmo peso de solo úmido a ser compactado (1.500 g) e o soquete tem praticamente o mesmo diâmetro do cilindro (menor somente o suficiente para embuti-lo sem atrito com a parede do cilindro), o que significa que os golpes são dados na mesma posição e sobre toda a superfície do corpo de prova.

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Figura 2.6 – Gráfico Hipotético das Relações entre Massa Específica Aparente Seca,

Teor de Umidade e Energia de Compactação

Figura 2.7 – Características do Compactador de Parsons (Parsons, 1976)

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A compactação é conduzida de modo que sejam medidas as alturas após determinados números de golpes, fixados pelo método. O ganho de densidade devido à compactação é caracterizado pela diminuição de altura quando se quadruplica o número de golpes aplicados, ou seja, cada número n de golpes, é associado à diminuição de altura que ocorre entre n golpes e 4n golpes.

Admitindo que seja Ln a altura do corpo de prova após receber n golpes, a diferença de altura de interesse (∆Ln) medida após n golpes e 4n golpes, será:

∆Ln = Ln - L4n Eq. 2.1

A compactação é considerada completa quando não há mais aumento sensível de massa específica ou quando ocorre exudação. A estabilização da massa específica fica caracterizada, quando a diferença de altura do corpo de prova entre um golpe e outro é menor que um valor pré-fixado.

Para possibilitar o cálculo das diferenças de altura ∆Ln, a altura do corpo de prova é medida após os golpes de número 1, 2, 3, 4, 6, 8, 12, 16, 32, 48, 64, 96, de tal modo que calculam-se:

∆L1 = L1 - L4

∆L2 = L2 - L8

∆L3 = L3 - L12 ...... etc.

Após completar a compactação, lançam-se em gráfico os valores de ∆Ln em escala linear em função de n em escala logarítmica conforme ilustrado na Fig. 2.8.

O MCV é definido por:

MCV = 10 log B Eq. 2.2

B = no de golpes para que a diferença de altura entre n golpes e 4n golpes seja igual a 5 mm, ou seja, B é tal que ∆Ln = 5 mm.

A obtenção do MCV (ou seja a conversão de golpes em MCV), expressa pela equação 2.2 pode ser feita graficamente (Fig. 2.8) e o valor do MCV pode ser visto diretamente na escala de uma folha especialmente preparada para isto.

A diferença de altura de 5 mm foi escolhida por Parsons para indicar o ponto além do qual não ocorre aumento significativo de densidade (Parsons, 1979).

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Figura 2.8 – Gráfico para Determinação do MCV de Parsons, com um exemplo de Curvas de Deformabilidade e Equação de Calibração – Solo da Costa do Marfim – África (twenwboah, 1981)

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Até aqui, todo o procedimento analisado refere-se a apenas um corpo de prova do solo com um determinado teor de umidade. Para obter-se uma “calibração” do solo, o ensaio MCV deve ser feito em vários teores de umidade, construindo-se assim a curva de relação entre MCV e teor de umidade w. Dentro de uma faixa substancial de umidade, essa relação é uma reta de forma (w = a - b MCV), onde w é o teor de umidade e a e b, parâmetros da reta.

A particularidade que torna o ensaio MCV promissor, tanto do ponto de vista de utilização em especificação e controle de obras como em correlação com resistência dos solos e para fins de classificação é o ensaio determinar a energia mínima necessária para a compactação completa do corpo de prova, isto é, até uma condição próxima à saturação. Ressalta-se ainda a boa reprodutividade do ensaio, considerando-se as características mecânicas do equipamento, que minimiza os fatores humanos de erro.

Parsons desenvolveu uma classificação de solos para terraplanagem. Entretanto, como era de se esperar a classificação proposta por Parsons não se adapta a solos tropicais visto que os parâmetros a e b obtidos no ensaio não distingue solos lateríticos e não lateríticos. A Fig. 2.9 mostra a classificação de Parsons.

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2.3 - A Classificação MCT

No Brasil, o engenheiro J.S. Nogami desenvolveu uma adaptação do equipamento de compactação utilizando corpos de prova de dimensões reduzidas para um ensaio que utiliza o mesmo princípio do MCV, denominado de Mini-MCV, conforme esquematizado na Fig. 2.10. Introduz novos parâmetros como coeficiente c’, a perda de massa por imersão (PI%) e a consideração da inclinação do ramo seco da curva de compactação relativa a 12 golpes que corresponde ao coeficiente d’, que permitiram o desenvolvimento de uma classificação geotécnica conforme mostra a Fig. 2.11, denominada de Classificação MCT (Nogami e Villibor, 1980).

Figura 2.10 – Característica do Compactador Mini-MCV (Nogami e Villibor, 1981)

2.3.1 - O Coeficiente c’ da Classificação MCT

O Coeficiente c’ utilizado na classificação geotécnica MCT, é o coeficiente angular (sem o sinal negativo) da reta assimilável à curva Mini-MCV ou curva de deformabilidade (Nogami e Villibor, 1995). As curvas de deformabilidade ou de Mini-MCV são obtidas plotando-se em ordenadas (escala linear) as diferenças de alturas dos corpos de provas (∆Ln = Ln - L4n) correspondentes a cada teor de umidade de compactação hi (i = 1, 2, 3, ...) e em abcissas os números de golpes n (escala log). A partir dessas curvas pode-se determinar o Mini-MCV. Toma-se a curva de deformação correspondente a um

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.

determinado teor de umidade de compactação (a um valor particular de i), e procura-se a sua interseção com a reta de equação ∆L = 2 mm, que é paralela ao eixo das abcissas. Procura-se, em seguida o valor de golpes Bi correspondente. O Mini-MCV será dado pela fórmula:

Mini-MCV = 10 log Bi Eq. 2.3

onde: Bi - é o número de golpes que fornece ∆Ln = 2 mm

As folhas de ensaio, para facilitar as determinações, geralmente apresentam uma escala com os valores 10 x log n, que tem uma escala linear (ver Fig. 2.12). Observa-se que

Figura 2.11 – Gráfico da Classificação MCT de Nogami e Villibor e Características dos Grupos de Solos

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Bi é um valor particular de n, correspondente a um determinado teor de umidade de compactação. Portanto, pode-se obter tantos Mini-MCV quanto o número de corpos de prova moldados com teores de umidades diferentes.

Nas argilas e solos argilosos, o c’ é pouco variável ao longo de uma larga faixa de teores de umidade. Já nos solos siltosos e arenosos o c’ é variável, o que obriga para fins classificatórios, a fixação da curva Mini-MCV escolhida para obtenção deste parêmetro. Nogami e Villibor adotaram então a curva de deformabilidade correspondente a Mini-MCV 10. Entretanto os resultados dos ensaios raramente permitem obter uma curva que corresponda a um Mini-MCV igual a 10 e que permita o cálculo direto de c’. Torna-se necessário, então, obter-se o valor desejado mediante interpolação gráfica apropriada. Interpola-se graficamente, uma curva de deformabilidade que corresponda a Mini-MCV 10.

O coeficiente c’ tem uma certa influência da granulometria, apresentando a seguinte variação (Nogami e Villibor, 1995):

a) c’ elevado (acima de 1,5) - característico de argilas e solos argilosos. b) valores de c’ baixos (abaixo de 1,0) - areias e siltes não plásticos ou pouco

coesivos. c) c’ entre 1,0 e 1,5 - solos de vários tipos granulométricos: areias siltosas, areias

argilosas, argilas arenosas, argilas siltosas.

A porcentagem de finos (silte + argila) não se correlaciona de maneira simples com o c’, sobretudo em solos tropicais. Interferem no valor de c’ vários fatores tais como: graduação, forma dos grãos e mineralogia das diversas frações, entre outros, mostrando uma grande dispersão de valores ao ilustrar uma tentativa de correlação considerando solos tropicais.

A Fig. 2.13 mostra a variação de c’ em função da granulometria e natureza dos solos. As curvas representadas nesta figura correspondem a misturas artificiais, nas quais foram consideradas duas variáveis, além da porcentagem que passa na peneira de 0,075 mm: tipo de finos (laterítico e não laterítico) e tipo de areia (bem graduada e mal graduada). Nogami e Villibor (1995) fazem os seguintes comentários, no exame dessas curvas:

a) o valor de c’ varia muito quando a porcentagem de finos é relativamente baixa e, a partir de cerca de 40% de finos, o seu valor varia pouco. Isso se explica pelo fato de que essa constância é conseqüência do preenchimento dos vazios intergranulares da areia pelos finos.

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Figura 2.12 – Curvas de Deformabilidade ou Curvas Mini-MCV para Diversos Teores de

Umidade e Determinação do Mini-MCV (Nogami e Villibor, 1995)

Figura 2.13 – Variação do Coeficiente c’ em Função da Porcentagem de Material que

passa na Peneira de 0,075 mm (Nogami e Villibor, 1995)

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b) para a mesma areia mal graduada (linha tracejada) e mesma porcentagem de finos, o valor de c’ varia consideravelmente com o tipo de finos, isto é, se ele é laterítico ou não laterítico.

c) para o mesmo tipo de finos, de natureza laterítica, para porcentagens abaixo de cerca de 40% de finos, mesmos valores de c’ correspondem a porcentagens diferentes de finos, sendo nitidamente menos ricos em finos para areia bem graduada. Isso se justifica pelo fato de as areias bem graduadas terem menos vazios intergranulares quando compactadas.

O coeficiente c’ apresenta boa correlação com a contração linear, medida pelo método do anel de PVC rígido ou das pastilhas, segundo dados obtidos recentemente no Laboratório de Tecnologia de Pavimentação da Escola Politécnica da USP em São Paulo (Nogami e Villibor, 1995). A correlação é boa, principalmente quando as pastilhas são moldadas com umidade fixada por meio de um penetrômetro portátil utilizado para identificação visual-tátil dos solos tropicais (Fortes, 1990). Geralmente, fixa-se o teor de umidade, com o referido penetrômetro, de maneira que o mesmo esteja próximo, porém abaixo do limite de liquidez tradicional. As pastilhas acima referidas são moldadas em anéis de PVC de 20 mm de diâmetro, com a fração que passa na peneira de 0,42 mm sendo umedecida e espatulada intensamente até uma consistência determinada, fixada pela plasticidade ou pelo uso do penetrômetro portátil. As pastilhas moldadas são, em seguida, postas a secar em estufa a 60 oC. A contração é medida diretamente por diferença entre o diâmetro do anel e o diâmetro da pastilha seca.

O Coeficiente c’ e LL apresentam razoável correlação, tanto melhor quanto mais se separam os universos dos solos, ou seja quando os solos lateríticos forem separados dos não lateríticos (Nogami, Cozzolino e Villibor, 1989).

2.3.2 - O Coeficiente d’ da Classificação MCT

O Coeficiente d’ é a inclinação da parte retilínea do ramo seco da curva de compactação, correspondente a 12 golpes no ensaio Mini-MCV, medida nas adjacências da massa específica aparente seca máxima, sendo esta expressa em kg/m3 e, o teor de umidade de compactação, em %. Em solos tropicais o coeficiente d’ não se correlaciona com as propriedades índices tradicionais (Nogami e Villibor, 1995).

A Figura 2.14 mostra uma família de curvas de compactação, de onde se obtém d’.

É a seguinte a variação de d’ para os diferentes tipos de solos segundo Nogami e Villibor (1995):

a) Argilas lateríticas - acima de 20. b) Argilas não lateríticas - geralmente abaixo de 10.

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Figura 2.14 – Exemplo de Família de Curvas de Compactação obtidas no Ensaio Mini-

MCV

c) Areias puras - d’ muito baixo, também. d) Areias finas argilosas - d’ muito elevado (pode ultrapassar 100). e) Solos saprolíticos siltosos, micáceos e ou cauliníticos - possuem d’ muito baixo

(freqüentemente menor que 5).

Obtém-se no ensaio do Mini-MCV uma família de curvas de compactação visto que se utiliza energias variáveis neste ensaio. A amostra de solo utilizada no ensaio Mini-MCV é a que passa na peneira de 2 mm, após ser seca ao ar. Separam-se pelo menos 5 porções com umidades wi (i = 1, 2, 3, 4, etc.), compreendendo uma faixa um pouco mais ampla que a normalmente adotada no ensaio de compactação tradicional.

Toma-se a porção com maior umidade (w1) e pesam-se 200g, introduzindo-a no molde da compactação. Adapta-se o soquete sobre a amostra e dá-se o primeiro golpe (n = 1). Faz-se a leitura da altura L1 do corpo de prova após a aplicação do primeiro golpe. Repetem-se as operações de medida da altura após os golpes sucessivos seguintes: 2, 3, 4, 6, 8, 12, 16, n, ..., 4n. Para-se de dar golpes quando:

a) as medidas sucessivas derem diferença menor que 0,1 mm. b) 4n atingir 256 golpes. c) houver nítida expulsão de água (exudação)

Repete-se as operações para as porções com umidade w2, w3, w4 ....

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Das alturas Ln dos corpos de prova em compactação, calcula-se as massas específicas aparentes secas. Com esses dados, traça-se a família de curvas de compactação. O traçado dessas curvas é otimizado se for utilizada uma escala de massa específica aparente seca proporcional ao seu inverso. Com esse artifício, os ramos secos e úmidos tendem a ser retilíneos nas proximidades dos pontos de máxima massa específica atingida para os vários teores de umidade dos corpos de prova compactados.

As areias argilosas bem graduadas possuem curvas de compactação com picos bem acentuados e ramo seco retilíneo, cuja inclinação se acentua sensivelmente quando a argila presente é de natureza laterítica. As argilas lateríticas possuem também curvas de forma similar, porém com inclinação menos acentuada. Os siltes saprolíticos e/ou cauliníticos e as areias pouco ou não coesivas possuem picos pouco acentuados e, quase sempre, com algum encurvamento que dificulta a definição de d’. Quando as curvas de compactação apresentam d’ muito elevado ou muito baixo, a curva de compactação apresenta uma nítida assimetria (Nogami e Villibor, 1995).

2.3.3- Perda de Massa por Imersão

O ensaio da perda de massa por imersão foi desenvolvido por Nogami com o objetivo específico de distinguir os solos tropicais de comportamento laterítico dos não lateríticos, quando as mesmas possuem características similares no que se relaciona a:

a) inclinação do ramo seco da curva de compactação Mini-MCV, correspondente à energia de 12 golpes, soquete leve (coeficiente d’);

b) inclinação da curva Mini-MCV (ou de deformabilidade), correspondente às condições padronizadas.

Para a obtenção do coeficiente Pi (perda de massa por imersão) são tomados os corpos de prova compactados, extraindo-se 10 mm (1 cm) em uma das extremidades do molde cilíndrico e, em seguida colocados horizontalmente em uma cuba com água, devidamente apoiados e com coletor para a massa que vier a ser despreendida. Deve-se observar e anotar o comportamento dos corpos de prova, principalmente nas primeiras horas após a introdução da água. Após 24 horas, esgota-se a água da cuba e secam-se as cápsulas coletoras que contém a parte desagregada dos corpos de prova, para obtenção das respectivas massas secas. Expressam-se as massas obtidas em porcentagem da massa seca da parte do corpo de prova inicialmente saliente, obtendo-se o coeficiente Pi.

O valor do coeficiente Pi, a ser usado para fins classificatórios, é obtido por interpolação gráfica, traçando-se a curva de variação das porcentagens acima obtidas em função do Mini-MCV e procurando-se o valor correspondente a Mini-MCV 10 ou 15,

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conforme se trate de solo de baixa ou elevada massa específica aparente, fixado da seguinte maneira:

- baixa massa específica aparente, quando a altura final do corpo de prova obtido para Mini-MCV = 10 for igual ou maior que 48 mm;

- elevada massa específica aparente, quando não obedecer a condição acima.

Entretanto, raramente os valores obtidos diretamente dos ensaios de compactação possibilitam determinar se o solo é de baixa ou elevada massa específica aparente. Há, então a necessidade de se obter as alturas acima referidas por interpolação apropriada, construindo-se um gráfico de Mini-MCV em função da altura final dos corpos de prova.

Além disso, raramente os corpos de prova moldados para a obtenção do Pi

correspondem exatamente aos valores de Mini-MCV exigidos para fins classificatórios, isto é, 10 ou 15. Nesses casos, também é necessário se efetuar a interpolação gráfica apropriada, construindo-se a curva de variação do Pi em função do MCV.

Quando os solos forem lateríticos e compactados segundo o procedimento Mini-MCV, os resultados de Pi apresentam nitidamente um decréscimo de valor após o teor de umidade correspondente a Mini-MCV = 10. No caso de argilas e argilas arenosas lateríticas, freqüentemente o Pi próximo ao Mini-MCV = 10 é zero ou muito pequeno, mas para Mini-MCV decrescente (isto é, no ramo úmido), o Pi tende a crescer. Nas areias argilosas lateríticas, a tendência é similar, entretanto, o decréscimo de Pi ocorre para Mini-MCV bem mais elevado, e a condição de Pi = 0 só ocorre para Mini-MCV acima de 15 (Nogami e Villibor, 1995).

Os solos saprolíticos apresentam, geralmente, valores de Pi nitidamente superiores, quando comparados com os solos lateríticos. Essa peculiaridade é mais acentuada nas variedades siltosas micáceas e/ou cauliníticas, em que valores de Pi superiores a 250% têm sido constatados freqüentemente. Além disso, os valores de Pi variam muito pouco em função do Mini-MCV ou com o teor de umidade de compactação (ou de moldagem) e a velocidade de desagregação dos corpos de prova é muito rápida (Nogami e Villibor,1995).

As areias saprolíticas apresentam Pi difícil de ser previsto, pois podem apresentar valores muito elevados ou baixos, conforme o grau de entrosamento atingido no processo de compactação dos corpos de prova. As argilas saprolíticas apresentam valores de Pi predominantemente na faixa intermediária (próximos de 100%), apresentando um nítido aumento com o aumento do Mini-MCV. Outra peculiaridade dessas argilas é que a desagregação após a imersão dos corpos de prova se processa muito lentamente, podendo durar mais de 24 horas.

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2.3.4 - O Índice e’

O índice e’, utilizado no gráfico de classificação MCT de Nogami e Villibor é obtido pela fórmula:

e' = P

100 +

20d'

i3 Eq. 2.4

Foi concebido para indicar o comportamento laterítico ou não laterítico. O comportamento laterítico começa a se manifestar quando d’ > 20 e Pi < 100, o que permitiu aos autores estabelecer a linha horizontal principal, correspondente a e’ = 1,15 (linha tracejada da figura 2.10), que separa os solos L dos solos N. Para os solos pobres em finos, a transição ocorre para valores reais altos de Pi, o que levou os autores a estabelecer a linha horizontal secundária em uma posição um pouco acima (e’ = 1,4). O uso da raiz cúbica na fórmula de e’ teve o objetivo de distribuir os solos L e N em áreas aproximadamente equivalentes.

2.3.5 - Classificação Geotécnica MCT

A classificação geotécnica MCT (corpos de prova Miniatura, Compactados e de solos Tropicais) desenvolvida no Brasil por Nogami e Villibor baseia-se na determinação de algumas propriedades mecânicas e hidráulicas em corpos de prova de 50 mm de diâmetro. É apropriada para solos de granulação fina, ou seja, que passam integralmente na peneira de 2 mm ou que têm uma porcentagem desprezível retida nessa peneira, ou que a sua influência, nas propriedades do solo, possa ser avaliada e os resultados obtidos devidamente corrigidos. Foi desenvolvida com objetivos específicos de aplicação em solos tropicais lateríticos e saprolíticos. A sua validade para outros tipos de solos, tais como os de origem transportada e pedogenéticos não tropicais, necessita de estudos ainda não concluídos.

A classificação MCT foi desenvolvida com base em amostras de solos tropicais do Estado de São Paulo. A escolha dos dados considerados de interesse foi feita com base na compatibilidade dos mesmos em relação as suas peculiaridades genéticas consideradas relevantes para a previsão do comportamento dos solos em obras viárias.

Emprega-se o gráfico classificatório da Fig. 2.10. Neste gráfico o ponto representativo do solo no estudo deve ser localizado considerando as variáveis c’ e e’. O grupo a que o solo pertence é obtido diretamente do gráfico, excetuando-se os seguintes casos:

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1o) O ponto representativo da amostra situa-se nas proximidades dos limites das classes L (comportamento laterítico) e N (comportamento não laterítico). Deve prevalecer o seguinte critério:

a) Será considerado L, quando o Pi decrescer sensivelmente atingindo valor zero ou muito pequeno, no intervalo de Mini-MCV de 10 a 20, e a curva Mini-MCV = f (teor de umidade de compactação) apresentar concavidade para cima, no intervalo de Mini-MCV de 1 a 15.

b) Será considerado N, quando o Pi variar de maneira diferente da anterior e a referida curva apresentar-se sensivelmente retilínea ou com concavidade voltada para baixo.

c) Será considerado transacional, portanto representado por símbolos dos grupos adjacentes, quando as condições não correspondem às acima especificadas. Por exemplo: o Pi decresce no intervalo de Mini-MCV 10 a 20, porém a curva Mini-MCV = f (teor de umidade) é retilínea.

2o) O ponto representativo da amostra fica longe dos limites das classes L e N, porém não satisfaz as condições discriminadas no item (a). Nesse caso deve-se assinalar o grupo de solo com um ponto de interrogação.

A tabela da Fig. 2.10 contém dados qualitativos sobre as propriedades consideradas mais significativas dos grupos MCT. Essas propriedades são obtidas por interpolação, a fim de corresponder a corpos de prova compactados nas condições de umidade ótima e massa específica aparente seca máxima empregando-se 10 golpes de soquete tipo leve (5 de cada lado) da compactação Mini-Proctor. Essa condição de compactação resulta em corpos de prova com propriedades que se assemelham àquelas obtidas com o Proctor Normal.

2.3.5.1 - Classe L (Comportamento Laterítico)

Os solos de comportamento laterítico são constituídos, do ponto de vista pedológico, pelo horizonte B dos grupos pedológicos dos Latossolos, solos Podzólicos e Terras Roxas Estruturadas. O horizonte B desses solos caracteriza-se pela predominância do matiz vermelho e/ou amarelo, grande espessura total (vários metros; excepcionalmente mais de 5 m), agregação dos grãos mais finos muito intensa, dando um aspecto poroso, e pequena variação de propriedades ao longo de toda a sua espessura.

Muitas das peculiaridades de cor e agregação dos solos pedogeneticamente lateríticos, em suas condições naturais, decorrem da constituição mineralógica de sua fração argila, onde se destaca a presença da caulinita, como argilomineral predominante, e elevada porcentagem de óxidos e hidróxidos de ferro e hidróxidos de alumínio. Na fração areia ocorrem principalmente o quartzo, os minerais pesados e concreções lateríticas.

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A granulometria dos solos de comportamento laterítico varia entre limites bastante amplos, desde areias com pouco finos argilosos até argilas, e a porcentagem de silte pode variar de zero até mais de 50%, sem contudo imprimir características siltosas.

O fato do solo ter comportamento laterítico implica numa série de características de propriedades e de comportamento, das quais se destacam a elevada porosidade aparente natural, a baixa resistência e a baixa capacidade de suporte no estado natural. Entretanto, quando apropriadamente compactado, adquire elevada resistência e capacidade de suporte e baixa permeabilidade. As variedades de solos areno-argilosos, quando devidamente compactados, apresentam maior capacidade de suporte que as argilas e solos argilosos. Podem ser muito plásticos ou pouco plásticos. Apresentam, quando bem compactados, pequena perda de capacidade de suporte por imersão em água (embebição) e elevados módulos de resiliência.

2.3.5.2 - Classe N (Comportamento Não Laterítico)

A classe N engloba de forma marcante os solos saprolíticos e secundariamente os solos superficiais (ou pedogenéticos) de comportamento não laterítico, considerando-se somente os solos tropicais. A heterogeneidade dessa classe de solos é muito grande, contrastando com os solos de comportamento laterítico. Os solos sedimentares ou transportados, não sendo considerados tropicais, são excluídos dessa classificação. Entretanto muitos solos transportados, quando classificados por esta metodologia apresentam comportamento similar ao dos solos não tropicais tradicionais, principalmente os aluviões fluviais holocênicos. Já em solos transportados mais antigos (pleistocênicos e terciários) são constatadas grandes discrepâncias.

Os solos saprolíticos resultam da desagregação e decomposição “in situ” de uma rocha consolidada. Logo, apresentam as suas características muito dependentes tanto da natureza dessa rocha como do seu estado de desagregação e decomposição. A ocorrência desses solos e as suas propriedades e comportamento são extremamente variadas. Há ocorrência de grandes volumes e espessuras (até dezenas de metros), predominantemente heterogêneas, desde argilas e siltes até areias e pedregulhos com mutações, de composição mineralógica simples a muito complexa, com a presença de minerais parcialmente intemperizados de propriedades pouco conhecidas, de estrutura aparentemente homogênea e isotrópica até altamente anisotrópica, muito plásticos e expansivos, de baixa capacidade de suporte e altamente erodíveis até materiais granulares de elevada capacidade de suporte e não sujeitos à erosão.

Os solos superficiais não lateríticos são menos freqüentes e raramente apresentam camadas com mais de um metro de espessura. Podem, eventualmente, integrar perfis de solos pedologicamente considerados lateríticos ou apresentar condições hidrológicas e

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rocha matriz especial como os horizonte A e B dos vertissolos (ex.: massapê da Bahia). A não ser que sejam excessivamente ricos em matéria orgânica, têm propriedades e comportamentos similares aos solos não tropicais da Mecânica dos Solos tradicional.

2.3.5.3 - Os Grupos da Classificação MCT

Nogami e Villibor (1995), apresentam os sete grupos seguintes característicos dessa

classificação:

a) - Grupo NA

Os solos que compõem esse grupo são areias, siltes e misturas de areias e siltes,

nos quais os grãos são constituídos essencialmente de quartzo e mica, não possuindo

praticamente finos argilosos coesivos e siltes cauliníticos. Os tipos genéticos representativos

são saprolíticos associados a rochas sedimentares ou metamórficas, mas alguns solos não

tropicais de origem pedogenética ou transportada classificam-se neste grupo.

As areias e siltes quartzosos são não expansivos ou muito pouco expansivos. Já as

variedades micáceas podem ser altamente expansivos. Quando compactados, possuem

capacidade de suporte de pequena a média e normalmente são muito erodíveis.

Esses solos estão no limite da aplicabilidade da metodologia MCT. Entretanto,

quando não micáceos, são solos de razoável comportamento na Mecânica dos Solos

tradicional.

b) - Grupo NA’

Os solos desse grupo, granulometricamente são misturas de areias quartzosas com

finos passando na peneira de 0,075 mm, de comportamento não laterítico.

Os tipos mais representativos, geneticamente, são solos saprolíticos originados de

rochas ricas em quartzo como granitos, gnaisses, arenitos e quartzitos impuros.

Esses solos podem apresentar propriedades adequadas para emprego em bases de

pavimentos, quando a areia for bem graduada e a natureza e percentual de finos obedecem

às condições vigentes das especificações oficiais. Entretanto, se a areia for mal graduada,

os finos não obedecerem às condições acima citados, ou ainda, se contiverem na fração

areia ou silte, mica ou macrocristais de caulinita e haloisita, esses solos podem ser

totalmente impróprios para bases de pavimentos.

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É recomendado que se determine a capacidade de suporte e as características

expansivas na ocasião de sua classificação. Muitas de suas variedades podem ser

resistentes mas excessivamente expansivas.

c) - Grupo NS’

Esse grupo compreende os solos saprolíticos silto-arenosos, resultantes do intemperismo tropical nas rochas eruptivas e metamórficas, de constituição predominantemente feldspática - micácea - quartzosa. As variedades mais ricas em areia quartzosa podem apresentar características mecânicas e hidráulicas que se aproximam dos solos do grupo NA’.

Caracterizam-se por apresentar, quando compactados na umidade ótima e massa específica aparenta máxima da energia normal, baixa capacidade de suporte quando imersos em água, baixo módulo de resiliência, elevadas erodibilidade e expansibilidade e média permeabilidade.

Nas condições naturais, apresentam baixa massa específica aparente seca e baixa capacidade de suporte, podem ser colapsíveis e a erodibilidade nos taludes de corte é de média a elevada.

d) - Grupo NG’

Os solos deste grupo compreendem principalmente os saprolíticos argilosos, que derivam de rochas sedimentares argilosas (folhelhos, argilitos, siltitos) ou cristalinas, pobres em quartzo e ricas em anfibólios, piroxênios e feldspatos cálcicos. Também classificam-se nesse grupo os solos superficiais pedogenéticos não lateríticos, tais como os vertissolos (massapê da Bahia), bem como outros solos transportados.

Ao serem compactados, na umidade ótima e energia normal, apresentam características das argilas tradicionais muito plásticas e expansivas. O emprego desses solos é muito restrito, em conseqüência de suas elevadas expansibilidade, plasticidade, compressibilidade e contração ao serem submetidos à secagem.

e) - Grupo LA

Compõem este grupo as areias com pouco finos de comportamento laterítico, típicas do horizonte B dos solos conhecidos pedologicamente como areias quartzosas e regossolos.

Uma das limitações desses solos em bases de pavimentos econômicos é o baixo percentual de finos lateríticos. Mesmo devidamente compactados, podem ser permeáveis.

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São também pouco coesivos e pouco contráteis. Entretanto possuem elevada capacidade de suporte e módulos de resiliência relativamente elevados.

f) - Grupo LA’

Os solos desse grupo são arenosos e constituintes do horizonte B dos latossolos arenosos e podzólicos arenosos. Apresentam cores nos matizes vermelho e amarelo, são pouco erodíveis e apresentam-se trincados quando expostos às intempéries.

Podem ser empregados em bases de pavimentos devidamente compactados, pois adquirem elevada capacidade de suporte, elevado módulo de resiliência, baixa permeabilidade, pequena contração por perda de umidade, razoável coesão e baixa expansibilidade por imersão em água.

Em condições naturais esses solos possuem baixa massa específica aparente seca, baixa capacidade de suporte e podem ser colapsíveis por imersão em água. Pode-se encontrar solos desse grupo em perfis naturais pedologicamente não classificáveis como lateríticos. Entretanto nessas condições a cor irá variar de branca a cinza.

g) - Grupo LG’

As argilas e as argilas arenosas compõem este grupo, que constituem o horizonte B dos latossolos, dos solos podzólicos e das terras roxas estruturadas. Se apresentarem percentual elevado de grãos de areia terão propriedades similares às dos solos do grupo LA’, entretanto com menor capacidade de suporte, menores módulos de resiliência, maior plasticidade, menor massa específica aparente e maior umidade ótima para a mesma energia de compactação, e maior contração por perda de umidade, sendo entretanto, quando compactados, mais resistentes à erosão hidráulica.

Uma propriedade freqüentemente observada nesses solos é a colapsibilidade em estado natural, por imersão em água, principalmente quando apresentam agregados de argila bem desenvolvidos. Nessa condição são altamente permeáveis apesar de serem granulometricamente argila.

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2.4 - Ensaios Dinâmicos

No final da década de 30, o Laboratório da Divisão de Rodovias da Califórnia iniciou uma série de medidas no campo, dos deslocamentos verticais dos pavimentos causados pela ação da passagem rápida de carga de rodas. Foram feitas por meio de aparelhos elétricos colocados dentro dos pavimentos. Desde então este tipo de deslocamento vertical passou a ser denominado de deflexão. É um termo aplicado para movimentos verticais transientes, quando o pavimento está sujeito a cargas de rodas (Hveem, 1955). Uma vez cessada a ação da carga, a deflexão do pavimento é recuperada rapidamente.

O índice de resistência CBR pode não corresponder ao efeito da ação de cargas repetidas sobre os materiais da estrutura de um pavimento, cargas essas que são aplicadas em frações de segundo, com intensidades variadas e com diferentes frequências, proporcionando na maioria das vezes pequenos deslocamentos, bem menores que 0,1 polegadas (penetração do CBR). Solos com mesmo índice de resistência CBR podem apresentar comportamentos diferentes pela ação de cargas repetidas. As correlações entre o índice de resistência e o desempenho do pavimento são apenas aproximadas (Seed, 1955).

Portanto, passou-se a considerar desde a década de 50, a necessidade de caracterizar os materiais de pavimentação sob condições mais próximas possíveis às condições reais do carregamento.

Para a medida em laboratório do efeito da aplicação de cargas repetidas nos materiais, Hveem desenvolveu uma primeira versão do resiliômetro em 1946 (Hveem, 1955). Seed e Fead desenvolveram na década de 50, na Universidade da Califórnia, um equipamento triaxial dinâmico, que serviu de modelo para os atuais (Monismith, 1967). Esses autores, estabeleceram técnicas para ensaios de compressão triaxial com cargas repetidas, visando determinar o módulo de resiliência (medida de rigidez) dos solos para aplicações rodoviárias.

No Brasil, esses estudos tiveram início em 1978 através do Convênio IPR/COPPE. Acumulou-se grande quantidade de informações no desenvolvimento de teses de mestrado e doutorado, sobre as propriedades resilientes e características de fadiga, através de ensaios triaxiais de carga repetida para solos, e de ensaios de tração indireta por compreensão diametral, também sob a ação de carregamentos repetidos de curta duração, para misturas betuminosas e cimentadas. Esses ensaios pemitiram definir parâmetros de resiliência e modelos de fadiga incorporados em procedimentos para o dimensionamento de refôrço de pavimentos flexíveis (Preussler, 1983), estendido posteriormente ao dimensionamento de pavimentos novos (Motta, 1991).

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As metodologias e aparelhagens de ensaios empregados no Brasil encontram-se em: “Procedimentos para execução de ensaios com carregamento repetido”, do Laboratório de Geotecnia da COPPE (COPPE, 1988) e métodos de ensaio DNER 131/86 e 133/86.

Os principais problemas para a realização destes ensaios em laboratório consistem na preparação ou condicionamento das amostras, na acurácia das medições das cargas aplicadas e das respostas (deformações) do corpo de prova ensaiado. As mudanças das características mecânicas dos materiais, sob a ação de cargas e clima que ocorre ao longo do tempo e a distribuição estatística das propriedades dos solos no campo, constituem problemas adicionais de difícil quantificação.

A deformação elástica ou recuperável dos solos e das estruturas de pavimentos sob a ação de cargas repetidas convencionou-se chamar, em Mecânica dos Pavimentos, de deformação resiliente.

A resiliência excessiva faz-se notar em pavimentos bem dimensionados por critérios de resistência à ruptura plástica, sempre que as deflexões (deformações elásticas verticais) medidas em provas de carga com viga Benkelman (ou outro equipamento) mostram-se grandes ou quando o trincamento da superfície é prematuro. É o fenômeno da fadiga dos materiais que se manifesta em revestimentos asfálticos e bases cimentadas.

O método de dimensionamento de pavimentos flexíveis que se baseia no CBR dos materiais, desenvolvido pelo “U.S. Corps of Engineers” e adaptado por Souza (1966) e ainda utilizado no Brasil, não tem como considerar explicitamente a resiliência. Pode-se quando muito, estabelecer restrições específicas a determinados materiais e estruturas de pavimentos, e isto de modo totalmente empírico.

A análise de tensões e deformações em estruturas de pavimentos como sistemas de múltiplas camadas e a aplicação da teoria da elasticidade e do método dos elementos finitos, deram ensejo à consideração racional das deformações resilientes no dimensionamento de pavimentos. Esta é a tendência observada a partir da década de 60. Assim, crescem em importância a obtenção dos parâmetros elásticos ou resilientes dos solos e materiais utilizados em pavimentos. Muitos estudos, vêm sendo realizados, ultimamente, no sentido de incorporar os seus resultados em procedimentos de projetos de pavimentos.

O comportamento de solos ou materiais granulares em ensaios de carga repetida tem sido estudado por muitos pesquisadores. Os solos são submetidos à cargas repetidas de duração e freqüência comparáveis as que ocorrem nos pavimentos. O módulo resiliente é determinado pela seguinte equação:

59

r

dRM

εσ

=

Sendo: MR - Módulo resiliente (MPa ou Kgf/cm2)

σd - tensão desvio aplicada repetidamente (Mpa ou Kgf/cm2)

εr - deformação específica resiliente correspondente a um número particular

de repetições da tensão desvio (deslocamento axial resiliente dividido pela altura do corpo de prova)

Os materiais elásticos ideais apresentam sempre o mesmo módulo de elasticidade, independente do tipo de ensaio, obtido pela razão entre a tensão aplicada e a deformação unitária correspondente. Os materiais componentes da estrutura de um pavimento comportam-se de modo elástico apenas de maneira aproximada. Entretanto, esses materiais aproximam-se com boa precisão dos materiais elásticos quando submetidos a carregamentos repetidos, de curta duração e causando tensões relativamente baixas. Estas condições são bastante semelhantes às existentes em um pavimento sob ação do tráfego, e o módulo de elasticidade determinado no laboratório, com o uso de equipamento que simule essas condições é denominado módulo de resiliência. Esse módulo é útil para a análise de pavimentos por programas de camadas múltiplas assim como pelo método dos elementos finitos.

O distinto comportamento entre os solos arenosos e argilosos que se manifesta nas propriedades mecânicas sob carga estática também se verifica nos ensaios triaxiais de carga repetida. Estes são ensaios dinâmicos com freqüências de aplicação de carga compatíveis com o tráfego dos veículos pesados nas estradas. Técnicas próprias de ensaios e de análise dos modelos de comportamentos de cada material são aplicadas a pavimentos (Medina e Preussler, 1980).

O comportamento de solos granulares sob carregamento repetido depende fundamentalmente do nível de tensões aplicado. Muitos estudos têm se desenvolvido visando obter modelos de comportamento tensão x deformação utilizando o ensaio triaxial. Quando estes materiais são submetidos a estados de tensões longe da ruptura, a deformação permanente (irrecuperável) diminui a cada repetição de carga e, eventualmente, sob condições drenadas, o comportamento chega a ser quase completamente resiliente (recuperável). Sob condições não drenadas as deformações resiliente e permanente podem sofrer modificações pelas mudanças na poro-pressão. Entretanto, como os solos granulares possuem baixa superfície específica é de se esperar que a umidade e a pressão de sucção não tenham a mesma importância que é dada ao estudo dos solos finos argilosos. Por outro

Eq. 2.5

60

lado, as pressões intergranulares de contato passam a ter maior importância e conseqüentemente o módulo resiliente é influenciado pela tensão confinante.

As deformações resilientes são deformações elásticas no sentido de que são recuperáveis. Entretanto, não variam necessariamente de modo linear com as tensões aplicadas, e depende de vários fatores que não são considerados no conceito convencional de elasticidade.

Preussler (1978), baseado em trabalhos de vários pesquisadores, descreve os seguintes fatores que podem afetar no comportamento resiliente de solos granulares:

• Pressão Confinante (σ3)

• Razão de tensões principais (σ1/σ3)

• Número de repetições da tensão desvio (σd)

• História de tensões

• Duração e freqüência da tensão desvio

• Tipo de agregado

• Graduação das partículas

• Densidade e umidade de compactação

• Tamanho máximo do agregado

• Grau de saturação

O módulo resiliente tanto aumenta como diminui com o número de repetições da tensão desvio, e esta variação depende do índice de vazios crítico, da densidade do material, do grau de saturação e do valor da tensão aplicada repetidamente.

Os materiais de pavimentos têm comportamento não linear, dependendo do tempo e da história de tensões. Torna-se necessário então ensaiá-los sob condições aplicáveis àquelas encontradas no campo. Para que uma única amostra de solo seja ensaiada a vários níveis de tensões e determinado o módulo resiliente para cada nível, é necessário eliminar ao máximo o efeito da história de tensões no comportamento resiliente. Para isto a amostra deve ser previamente submetida a carregamentos repetidos variados (condicionamento) compatíveis com os de campo, que se destinam a eliminar as deformações permanentes iniciais.

O tempo de aplicação da carga repetida é determinado em função da velocidade dos veículos e da profundidade do pavimento onde se deseja calcular o módulo resiliente. A freqüência de aplicação da carga é função das condições de tráfego da estrada.

61

O módulo resiliente em solos granulares aumenta com a pressão confinante, sendo pouco influenciado pelo valor da tensão desvio repetida, desde que esta tensão não cause excessiva deformação plástica.

Já os solos finos coesivos têm o módulo dependente da tensão-desvio e são pouco atingidos pela tensão confinante. Além dos fatores anteriormente citados esses solos dependem muito das condições de compactação (umidade e massa específica de moldagem) bem como da tixotropia (alteração da estrutura após um período de repouso). O módulo de resiliência diminui com o aumento da umidade de compactação. Entretanto, o ganho tixotrópico de resistência ou rigidez obtido por um período de repouso não é significativo para todos os solos argilosos (Svenson, 1980).

A determinação do valor apropriado do módulo resiliente deve levar em conta a influência de todos estes fatores. Entretanto, o efeito de vários destes fatores pode ser eliminado ou reduzido através de métodos apropriados de preparação de amostras e procedimentos adequados de ensaios. O efeito maior é então, a variação do módulo resiliente com as tensões aplicadas.

Monismith (1992) relata que grande parte de trabalhos relativos ao comportamento tensão x deformação de materiais granulares, trata da influência de fatores como porcentagem de finos, massa específica sêca e teor de umidade (grau de saturação), e que qualquer método de compactação que consiga atingir a massa específica sêca desejada é considerado adequado para preparação da amostra em laboratório.

O ensaio de compressão diametral foi desenvolvido por Lobo Carneiro (1943) para determinar a resistência à tração de corpos de prova de concreto de cimento sob condições estáticas de carregamento. Desde a década de 70 este ensaio vem sendo utilizado dinamicamente para a determinação do módulo de resiliência de misturas betuminosas e materiais cimentados.

Vários pesquisadores na década de 70, segundo Preussler (1983), mostraram que o ensaio de tração indireta por compressão diametral é o mais indicado para a avaliação das características resilientes de materiais betuminosos. Queiroz e Visser (1978) citam as principais razões que os levaram a essa conclusão:

− O ensaio é relativamente simples de executar;

− O tipo de corpo de prova e o equipamento para obtê-lo são os mesmos usados nos ensaios de dosagem das misturas asfálticas;

− A ruptura não é seriamente afetada pelas condições superficiais;

62

− A ruptura inicia-se em uma região de tensão de tração relativamente uniforme;

− O coeficiente de variação dos resultados dos ensaios é baixo comparado com outros métodos;

− O ensaio pode ser feito com carga estática ou cargas repetidas;

− O ensaio pode fornecer informações sobre a resistência à tração, módulo de elasticidade, coeficiente de Poisson, características de fadiga e de deformações permanentes;

− O ensaio simula o estado de tensão na parte inferior da camada asfáltica de um pavimento que é uma zona de tração.

O ensaio de tração indireta consiste no carregamento de uma amostra cilíndrica, dinamicamente, por uma carga de compressão F distribuída ao longo de duas geratrizes opostas e na medida das deformações resilientes ao longo do diâmetro horizontal, ortogonal a carga F aplicada repetidamente (Fig. 2.15).

Frocht, segundo Schmidt (1972), desenvolveu expressões para o cálculo das tensões de tração e compressão que ocorrem no plano diametral horizontal, ortogonal à carga F aplicada (Fig. 2.16):

σπx

F d xd x

=−+

2 44

2 2

2 22

t d ( )

σπy

F dd x

=−

+−

2 44

14

2 2 2 t d (

( ))

sendo: t - altura da amostra d - diâmetro da amostra x - abscissa do ponto considerado no plano diametral horizontal σx - tensão de tração σy - tensão de compressão

Eq. 2.6

Eq. 2.7

63

Figura 2.15 – Ensaio de Compressão Diametral (Tração Indireta) em Amostra

Cilíndrica (Preussler, 1983)

Figura 2.16 – Distribuição das Tensões de Tração e Compressão no Plano Diametral

Vertical, segundo Frocht (Preussler, 1983)

64

Schimidt (1972) apresenta a expressão da deformação específica εx, no diâmetro

horizontal:

επ

µxF

Ed x

d x=

−+

+ −2 4 16

41

2 2

2 2 2 t d d

4

(( )

( ) )

onde: E - módulo de elasticidade µ - coeficiente de Poisson

A deformação total ∆ é obtida por integração desta expressão, no intervalo (-d/2+d/2), obtendo-se a seguinte expressão para o cálculo do módulo de elasticidade E (para d = 10,16 cm):

E Ft µ= +∆

( , )0 2734

No caso de misturas asfálticas (materiais viscoelásticos), a equação anterior permite calcular o módulo de resiliência (E=MR), desde que o carregamento repetido seja pontual e de curta duração, afim de minimizar o comportamento viscoso da massa asfáltica (Maupin e Freedman, 1976).

A distribuição das tensões no plano diametral vertical segundo Frocht, citado por Maupin e Freedman (1976), apresenta a configuração da Fig. 2.17, com as seguintes equações:

σπ

σπx

F Fd y

dd y

= =−

−+

+−

2 2 22

22

1 t d

e t d

d y ( )

As equações de Frocht podem apresentar limitações para as misturas asfálticas se fôr considerada a hipótese de homogeneidade e de comportamento asfáltico linear admitido no desenvolvimento da teoria. Entretanto, as formulações teóricas somadas ao aperfeiçoamento das técnicas de ensaios de laboratório, têm conduzido a determinação de parâmetros considerados satisfatórios.

Para as condições do corpo de prova usual de misturas asfálticas obtidas no compactador Marshall, d = 10,16 cm, as expressões de σx que é a tensão de tração e de σy

que é a tensão de compressão, no ponto central do corpo de prova são as indicadas na Figura 2.17.

Eq. 2.8

Eq. 2.9

Eq. 2.10 e Eq. 2.11

65

Figura 2.17 – Distribuição das Tensões de Tração e Compressão no Plano Diametral Vertical, segundo Frocht (Preussler, 1983)

66

2.5 - Deformação Permanente de Materiais Granulares

A deformação permanente acumulada em todos as camadas do pavimento que resulta da passagem das cargas corresponde ao surgimento da trilha de roda na superfície do revestimento.

Nas rodovias federais brasileiras já se comprovou que este defeito não é a causa principal da deteorização dos pavimentos.

As deformações permanentes que surgem nos ensaios de cargas repetidas para obtenção do módulo resiliente em geral não são considerados, mas procede-se o condicionamento do corpo de prova antes do início do ensaio visando minimizá-los o máximo possível.

Cambou (1985) propõe uma análise estatística do problema da deformação permanente em solos granulares, considerando que a modelização deste fenômeno não era satisfatória. A proposta é definir os mecanismos e as variáveis fundamentais que os comandam através da análise aproximada utilizando cilindros iguais para formar um meio granular bidimensional com um arranjo qualquer, onde se considera as forças internas de contato, micro e macroscopicamente.

O mecanismo de deformação permanente dentro de um meio granular é o escorregamento entre grãos. Então propõe um modelo elastoplástico que apresenta dois mecanismos: um que traduz a evolução dos valores médios das forças de contato e outro que traduz a evolução da ampliação das distribuições das forças de contato. Para uma solicitação monotônica a variação de volume é positiva (dilatância). Já para solicitações cíclica a variação de volume é positiva ou negativa com domínio para um ou outro caso no plano (p, q).

Pappin (1979) afirma que a deformação permanente é o que mais contribui para a deteorização dos pavimentos na Inglaterra, e ocasionalmente associa-se ao trincamento de fadiga. Observa que se o material é ensaiado a tensões muito abaixo da condição de ruptura estática, desenvolvem-se pequenas deformações. Entretanto, se a relação p/q do ensaio for maior do que a da ruptura, a deformação se acentua muito, tornando-se necessário parar o ensaio antes de 105 ciclos.

Travers e outros (1988) estudaram o efeito da arrumação dos grãos e da composição dos mesmos (mistura de grãos duros e moles) nas características de resistência de um meio granular simulado também por cilindros. Comprovaram que a relação entre a força macroscópica e a deformação ∆h pode ser expressa por uma lei potencial:

67

m

hohFoF

∆= .

Verificaram a existência de dois regimes de comportamento (em consolidação e consolidado). O comportamento nos dois regimes é função do tamanho do corpo de prova. Distinguem também grãos “condutores” e “não condutores” de tensão e o efeito da retirada percentual de cada um destes tipos de contatos e os defeitos geométricos dos cilindros conduzem a não rigidez do conjunto quando a força externa é pequena, podendo apresentar deslizamentos reversíveis entre grãos. À medida que a tensão aumenta criam-se progressivamente mais contatos ativos (“condutores”) que vão enrijecendo o sistema. A força necessária para passar de um regime para outro depende da estrutura, do coeficiente de atrito, do arranjo geométrico dos grãos e da natureza dos mesmos.

O modelo mais empregado para a deformação permanente é o proposto por Monismith (1975), que relaciona a deformação axial específica permanente com o número de aplicações de carga, da forma:

εp = ANB

onde: εp = Deformação axial específica permanente acumulada

N = número de aplicações de carga

A e B = coeficientes determinados experimentalmente

Cardoso (1988) estudando solos lateríticos granulares da região de Brasília, verificou que:

− os ensaios de deformações permanente podem ser interrompidos ao nível de aproximadamente 20.000 repetições de carga sem o comprometimento da acurácia na determinação dos coeficientes “A” e “B”;

− a umidade ótima é o ponto ideal para minimizar as deformações plásticas;

− a intensidade das tensões desvios tem influência marcante no desenvolvimento das deformações plásticas;

− as tensões confinantes assumem papel importante no comportamento desses solos quanto às deformações permanentes, e seus efeitos podem ser melhor analisados ao considerar-se a influência da razão entre as tensões de

confinamento e de desvio (σ3/σd). As deformações permanentes decrescem com

o aumento da relação σ3/σd até a faixa de 0,4 a 0,6 a partir da qual começam a

crescer.

Eq. 2.12

Eq. 2.13

68

2.6 - Critérios de Especificação de Materiais Granulares para Pavimentação

2.6.1 - Introdução

Os solo-agregados de granulação grossa mais usados em bases e sub-bases ou

reforço de subleitos no Brasil são os seguintes, quanto a constituição e origem de seus

componentes (Nogami e Villibor, 1992):

a) Pedregulhos e cascalhos sedimentares ou transportados de origem aluvial -

Compreendem aqueles que constituem as várzeas e fundo dos rios e os de terraços

principalmente fluviais.

b) Pedregulhos e cascalhos saprolíticos - São aqueles de origem genuinamente residual,

associados a rochas quartzosas grosseiras, tais como quartzitos, gnaisses e

conglomerados.

c) Pedregulhos ou cascalhos quartzosos de origem pedogenética e coluviais - São os

que geralmente integram o horizonte superficial pedogenético, constituindo ocorrências

predominantes de pequena espessura e muito contaminado com finos lateríticos.

d) Solo-britas - São misturas artificiais obtidas adicionando-se britas aos solos.

e) Pedregulhos lateríticos - Caracterizados pela predominância de concreções ou

couraças lateríticas constituídos essencialmente de óxidos e hidróxidos de ferro e de

alumínio. Pela terminologia do DNER estes pedregulhos são designados de solo

laterítico.

Os materiais lateríticos empregados na pavimentação de rodovias são divididos atualmente

no Brasil em três grupos:

a) Concreções Lateríticas Resistentes - que podem fornecer através de britagem,

agregados graúdos de acordo com especificações apropriadas.

b) Solos Finos de Comportamento Laterítico - empregados em sub-bases e bases de

pavimentos de tráfego leve, de acordo com especificações próprias já muito bem

detalhadas por Nogami e Villibor e outros pesquisadores.

69

c) Solos Graúdos de Comportamento Laterítico - podem ser empregados em sub-bases

e bases de pavimentos, inclusive de tráfego pesado, também de acordo com

especificações apropriadas.

Materiais granulares tropicais aqui considerados são os solos agregados utilizáveis em bases e sub-bases de pavimentos, nos quais o componente principal tem comportamento laterítico. São utilizados sem nenhum componente estabilizante e muitas vezes até mesmo sem correção granulométrica, tais como incorporação de areia, brita, pó de pedra ou até mesmo argila laterítica.

As bases de solos-agregados aqui consideradas pertencem ao grupo de bases granulares, porque geralmente contém mais de 50% de agregados de todos os diâmetros tanto graúdo como miúdo (fração retida na peneira com diâmetro de 0,075 mm).

O solo-agregado deve possuir um conjunto de propriedades para que possa ser usado em bases, sub-bases ou reforço do subleito. Essas propriedades exigidas são fixadas considerando-se as características de granulometrica, limite de liquidez e índice de plasticidade, resistência dos grãos, presença de areia de mica, capacidade de suporte e expansão (Nogami e Villibor, 1995).

2.6.2 - Granulometria e Estabilização Granulométrica

O solo deve se situar dentro de uma faixa granulométrica, limitada por curvas de granulometria contínua (misturas de solos-agregados com grãos de dimensões variadas), onde os grãos menores se encaixem nos vazios intergranulares dos maiores.

Os critérios tradicionais exigem que o solo-agregado apresente densidade elevada, obtida pelo preenchimento adequado de grande parte dos vazios intergranulares pelos seus grãos constituintes, o que assegura grande número de contatos intergranulares, implicando em elevada resistência à ação das cargas aplicadas .

A estabilidade granulométrica de um material granular (solo ou mistura de solos) visa a maximização de sua resistência à deformação e à ruptura por cisalhamento. Isso vai depender do atrito interno e da densificação elevados, conseguidos pela granulometria apropriada. Os vazios deixados pelos grãos maiores do solo devem ser preenchidos por grãos menores. Entretanto, os grãos menores não devem impedir o contato entre os grãos maiores.

As curvas granulométricas que apresentam densidades elevadas foram estudadas empiricamente para o concreto de cimento por Füller e Thompsom em 1907 e por Talbot e Richard em 1923 (Santana, 1985).

70

Os autores acima referidos, estabeleceram curvas de granulometria contínua mais conveniente através do ajustamento de curvas de granulometria descontínua, eliminando os patamares destas últimas. Essas curvas granulométricas de densidade elevadas podem ser representadas pela seguinte expressão:

P = 100 dD

n

Eq. 2.14

Onde: p = porcentagem da fração passando na peneira d (diâmetro menor que d)

D = diâmetro máximo dos grãos do solo

n = coeficiente que depende das características geométricas dos grãos do material

Para n = 0,5, tem-se a chamada equação de Füller que produz a máxima densificação.

Santana (1985) observou que na prática n está mais próximo de 0,45. Considerou um cubo de aresta nD onde foram arrumados em seu interior n3 esferas iguais de diâmetro D (Fig. 2.18).

Fig. 2.18 - Cubo de arestas nD e Esferas de diâmetro D contidas no Cubo.

Volume do cubo: Vt = n3 D3 Volume da esfera: V = D6

3π

Volume das n3 esferas sólidas contidas no cubo: Vs = n . 3 πD3

6

Volume de vazios: Vv = Vt - Vs = n3 D3 16

−

π

nD

nD

nD D

71

Porcentagem de vazios:

% Vv = VvVt

x100 = 16

−

π x 100 = 47,6%

Verifica-se que a porcentagem de vazios é independente do número n de esferas e de seu diâmetro D. Os vazios de um conjunto de agregado teórico (esferas) de um só diâmetro D, não depende de seu diâmetro, e é da ordem de 47,6 %. Em 1 m3 de um agregado nessas condições tem-se 0,476 m3 de vazios e 0,524 m3 (1 - 0,476) de volume sólido. Se a densidade real do grão for, por exemplo 2,65, o agregado terá uma massa específica aparente seca de 2,65 x 0,524 = 1,389 (1.389 kgf/m3) qualquer que seja o diâmetro D. Na prática, o agregado de uma só dimensão é constituído de grãos não esféricos, passando na peneira de malha quadrada de lado D e retidos na peneira de D

2 (por exemplo, peneiras de 1” e de 1

2”). Nessas condições a experiência tem mostrado que

para agregados com densidade real de 2,65 tem-se uma massa específica aparente seca da ordem de 1400 kgf/m3, tanto para a brita como para a areia.

Preenchendo-se os vazios no agregado D1 (45%) com outro agregado suficientemente menor, de uma só dimensão D2 (que por sua vez também apresentará 45% de vazios), tem-se uma mistura com 45% x 45% = 20% de vazios. Continuando-se o processo de enchimento com agregados mais finos D3, D4, etc, consegue-se diminuir os vazios para:

D3 = 45% x 20% = 9%

D4 = 45% x 9% = 4%, etc...

Nota-se que quanto maior for o diâmetro inicial D1 maior será o número de agregados possíveis de serem colocados e menor o % Vv final da mistura.

A maior densidade para uma determinada energia de compactação na umidade ótima correspondente se consegue com a granulometria dada pela equação:

p = d

D

0 45,

Eq. 2.15

A densidade cresce com o Dmax, que conduz a uma menor porcentagem de vazios.

A densidade cresce também com o uso de brita que é em geral rugosa ou angular no lugar de pedregulho natural que em geral é liso e arredondado.

A máxima densidade é obtida para valores bem próximos a n = 0,45. Para valores de n abaixo de 0,35 tem-se excesso de finos e para n acima de 0,55 não se tem finos

72

suficientes para encher os vazios. No primeiro caso (n < 0,35) os grãos maiores “flutuam” nos menores devido ao excesso de finos, a densidade é baixa, praticamente impermeável mas facilmente compactável e sua estabilidade é muito afetada pelas condições adversas de água. Já no segundo caso (n > 0,55) tem-se um agregado com pouco ou nenhum fino (passando na peneira 200); sua estabilidade provém exclusivamente do contato grão a grão e é relativamente baixa; sua densidade é também baixa, é bem permeável e de difícil trabalhabilidade.

A melhor condição é para n = 0,45, onde é mantido o contato grão a grão e todos os vazios são preenchidos com grãos mais finos havendo um aumento de estabilidade, a densidade é alta, a permeabilidade é baixa, a compactação é moderadamente difícil, mas é a granulometria ideal devido a sua elevada resistência ao cisalhamento.

O uso do critério de densidade como uma medida de estabilidade pode conduzir a erros, só devendo ser usado quando se conhece a granulometria do material.

A densidade, assim como o CBR, cresce com o diâmetro máximo do agregado, enquanto há um decréscimo no teor ótimo de finos. A fração fina tem menor influência na pedra britada que no pedregulho natural. Os materiais britados (para idêntica granulometria) dão geralmente densidades, e principalmente CBR superiores aos não britados.

As faixas granulométricas recomendadas por entidades como a AASHTO, ASTM, TRRL, LCPC entre outras, apresentam semelhança de forma com as curvas que se obtém com a expressão anteriormente citada. Para utilização dos materiais em bases e sub-bases de rodovias, segundo Nogami (1995) há necessidade de se impor uma condição relacionada com a execução de camadas compactadas no campo. Essa condição geralmente fica satisfeita utilizando-se materiais com diâmetro máximo entre 25 mm e 2 mm. Disso resulta que também a fração de finos (< 0,075 mm) deve apresentar uma porcentagem máxima admissível e um coeficiente de uniformidade (Cu = D60 / D10) maior que um certo valor.

A deficiência granulométrica no caso de solo-agregado com finos lateríticos fica compensada pela melhor qualidade desses finos. Os solos arenosos finos lateríticos que passam integralmente na peneira de 2 mm com coeficiente de uniformidade baixo (1,8 a 2,5), têm sido usados satisfatoriamente em bases de pavimentos(Utiyama,1977). As misturas solo-brita de granulometria descontínua, empregando-se solo arenoso fino laterítico, têm sido usados satisfatoriamente até para bases de pavimentos com tráfego pesado (Nogami e Villibor, 1984). Os solos-agregados constituídos essencialmente de pedregulhos lateríticos com finos lateríticos, de granulometria descontínua e com excesso de finos, têm sido usados como base de pavimentos, também em trechos de tráfego pesado.(Santana e Gontijo. 1987).

73

2.6.3 - Limite de Liquidez e Índice de Plasticidade

De uma forma tradicional tem-se utilizado a imposição de um valor máximo admissível para o LL e o IP com o fim de se evitar a perda de suporte ou a expansão excessiva do solo-agregado, considerando que após a construção as camadas de base, sub-base ou reforço do sub-leito podem ser submetidas a aumento de umidade por infiltração ou mesmo por capilaridade.

O limite de liquidez (LL) e o índice de plasticidade (IP) são usados nos estudos tradicionais para avaliar a variação de volume dos solos compactados, tanto a variação do teor de umidade por secagem (contração) ou por imersão (expansão), como também para classificação geotécnica dos solos.

Os valores do LL e do IP de solos que irão integrar camadas de pavimento ou do subleito são limitados justamente para se evitar a indesejável variação de volume.

A adoção dos valores limites tradicionais (LL<25% e IP<6% de material que passa na peneira de 0,42 mm) em regiões tropicais foi colocada em dúvida, considerando o bom desempenho dos solos-agregados nessas regiões em virtude das melhores propriedades mecânicas e hidráulicas dos solos tropicais quando compactados nas condições de campo, em relação aos solos de países de clima temperado.

As argilas lateríticas e os solos argilosos lateríticos, apesar de possuirem elevados valores de LL e IP, quando devidamente compactados, mesmo em contacto com água livre, não se expandem e não perdem sensivelmente a capacidade de suporte.

A explicação para esse comportamento considerado anormal na literatura internacional tradicional, apesar de terem surgido várias hipóteses e até hoje ainda não existir unanimidade no meio técnico, há que se considerar as peculiaridades físico-químicas da fração argila dos solos lateríticos.Essa fração caracteriza-se por conter elevada porcentagem de óxidos e hidróxidos de Fe e Al. O argilo-mineral geralmente presente na fração argila dos solos lateríticos é a caulinita.Este argilo-mineral é o menos ativo coloidalmente e associado aos óxidos e hidróxidos de Fe e Al, tornam a atividade coloidal ainda mais reduzida.

Solos lateríticos como os latossolos e os podzólicos (da classificação pedológica) com LL elevados(acima de 50%) não se expandem ou se expandem muito pouco quando compactados pelas normas rodoviárias tradicionais e em seguida imersos em água. De outro lado, solos como os saprolíticos ricos em siltes cauliníticos e/ou micáceos, apesar de possuirem baixos LL e IP (dentro dos limites tradicionais ) expandem-se muito quando compactados nas mesmas condições das normas rodoviárias acima referidas. Pode-se encontrar solos tropicais lateríticos com mesmo LL e mesmo IP, porém que apresentem

74

expansão bem diferentes. Assim sendo, esses índices não devem ser usados para determinação de características expansivas desses solos (Nogami e Villibor, 1995).

2.6.4 -Expansão e Contração

Na Mecânica dos Solos tradicional dá-se grande importância às propriedades expansivas dos solos, sobretudo em aplicações de obras viárias. Entretanto, quando se utiliza os solos tropicais nas condições ambientais típicas, a contração também assume grande importância.

A expansão pode ser determinada por numerosos métodos, predominando para finalidades viárias e para pavimentação, o uso do procedimento adotado no ensaio CBR obedecendo à metodologia adotada pelo DNER.

Quando o solo for de graduação fina, pode-se adotar, com vantagem, o ensaio Mini-CBR. Neste caso, a maior alteração metodológica refere-se ao tempo de imersão dos corpos de prova, que fica reduzido para cerca de 20 horas.

É recomendado que se façam leituras no dispositivo de medida da expansão nas primeiras 8 horas de imersão, porque a velocidade de expansão tem significado importante nos solos tropicais. E para certos tipos de solos, recomenda-se a determinação da expansão sob várias condições de sobrecarga.

Os solos lateríticos possuem uma peculiaridade muito notável no que se refere à expansão, principalmente quando medida pelos métodos acima referidos e que se aplicam, principalmente, para solos compactados. Esses solos (lateríticos), mesmo que sejam argilas ou muito argilosos, possuem pequena expansão, quando compactados na umidade ótima correspondente à massa específica aparente seca máxima da energia adotada e, em seguida, imersos em água. Além disso, apresentam expansão pouco dependente da sobrecarga. Deve-se observar que esses mesmos solos quando compactados no ramo úmido da curva de compactação, podem apresentar expansões relativamente elevadas (acima de 1%) (Nogami e Villibor, 1995).

Os solos saprolíticos, por apresentarem uma grande variedade de tipos, não permitem uma generalização. É importante considerar os dois grupos abaixo (Nogami e Villibor, 1995):

a) Siltosos cauliníticos-micáceos - Apresentam expansão rápida e relativamente grande, porém com baixa pressão de expansão. A colocação de um reforço do subleito de solo escolhido, com algumas dezenas de centímetros, pode compensar o efeito da expansão e elevar a sua capacidade de suporte. Nesses

75

tipos de solos, a elevada porcentagem de areia e/ou silte de quartzo diminui a expansão.

b) Areias e solos argilosos - Apresentam propriedades expansivas similares àquelas verificadas nos solos tradicionais semelhantes do ponto de vista granulométrico e sobreadensados. O sobreadensamento pode ter desaparecido quando o grau de intempenização for muito intenso. Sabe-se que as argilas tradicionais expandem-se lentamente e podem possuir elevada pressão de expansão.

A contração não é considerada uma propriedade muito importante na geotécnica universal. Entretanto nas regiões tropicais é uma propriedade muito importante, principalmente quando se utilizam argilas e solos argilosos em pavimentação, razão pela qual ela foi considerada na metodologia MCT de estudos geotécnicos (Nogami e Villibor, 1979).

A determinação de contração pela metodologia MCT é feita da seguinte maneira:

a) molda-se o corpo de prova utilizando-se energia de compactação e teor de umidade esperados no campo;

b) extrai-se o corpo de prova e mede-se o seu comprimento ou o diâmetro, com precisão 0,01 mm;

c) deixa-se o corpo de prova perder lentamente a umidade, colocando-se o dispositivo da metodologia e medindo-se no extensômetro periodicamente o comprimento;

d) adota-se como valor a considerar no cálculo da contração, o comprimento, ou o diâmetro, inicial e final, sendo que devem representar um valor médio das oscilações diárias.

Os solos lateríticos compactados não apresentam peculiaridades distintas no que se refere à contração. Conseqüentemente, quanto mais argilosos, mais contráteis serão.

Os solos saprolíticos compactados, constituídos de elevada porcentagem de argila, apresentam geralmente características de contração similares aos correspondentes granulométricos dos solos tradicionais não tropicais. Os siltes e solos siltosos micáceos e/ou cauliníticos, ou ainda ricos em areias micáceas, de origem saprolítica, podem apresentar baixa contração, mesmo que sejam expansivos, quando compactados e imersos na água.

2.6.5 - Caracterização Físico-Química e Mineralógica da Fração Fina

2.6.5.1 - A Fração Areia

A areia que passa na peneira de 2,0 mm, resultante do ensaio de granulometria com

emprego de defloculante fornece amostra adequada para a identificação dos constiruíntes

76

dessa fração. Para a fração pedregulho, há necessidade de se lavar com água a fração

retida na peneira de 2,0 mm (Nogami e Villibor, 1995).

a) Solos Superficiais Lateríticos

Nos solos superficiais lateríticos, o quartzo é o mineral encontrado de maneira

predominante nas frações areia e pedregulho. Quando não se especifica o mineral

da fração areia e pedregulho dos solos, pode-se admitir que o constituinte é o

quartzo.

O quartzo imprime ao solo propriedades e comportamentos peculiares como

elevada resistência à compressão, elevado módulo de elasticidade, elevada

dureza, massa específica das partículas sólidas em torno de 2,65 g/cm3 e elevada

estabilidade química, sendo muito pouco atacado pelo processo de laterização.

Os grãos de quartzo quando presentes na fração areia dos solos lateríticos

superficiais apresentam uma película de óxidos, que dá uma tonalidade

avermelhada, rósea ou amarelada ao conjunto, permitindo identificar o seu caráter

laterítico.

Outros minerais resistentes ao intemperismo que podem ocorrer nesses solos são

denominados minerais pesados, principalmente a magnetita e a ilmenita. São

predominantes na fração areia dos latossolos roxos e terra rocha estruturada.

Esses minerais apresentam elevada massa específica e faz com que a

granulometria ponderada, baseada na porcentagem em massa das diversas

frações constituintes, tenha um significado diferente, principalmente quando

interessam as relações volumétricas, como no estudo da estabilização

granulométrica.

Na fração pedregulho de solos superficiais lateríticos é comum a presença de

concreção laterítica, constituida essencialmente de óxidos hidratados de ferro e

alumínio, frequentemente associados a magnetita, ilmenita, hematita e

principalmente ao quartzo.

Um dos grandes problemas associados à presença de concreção laterítica na

fração areia e pedregulho dos solos é a sua grande variação de propriedades, o

que dificulta a previsão de sua influência no comportamento dos solos em que se

integra.

77

b) Solos Saprolíticos

Os solos saprolíticos possuem a sua fração areia e pedregulho constituída por

uma grande variedade de minerais distintos de quartzo. Entretanto, alguns desses

solos apresentam predomínio ou até exclusividade de quartzo.

Outro problema é o dos grãos de solo se apresentarem parcialmente

intemperizados e com grande variação quanto ao grau de intemperismo e

formação de vazios, como os feldspatos e as micas.

Os principais efeitos do aumento da porcentagem de mica nos solos são:

elevação do limite de liquidez, elevação da expansibilidade por aumento da

umidade, diminuição da massa específica seca máxima quando compactado,

elevação da umidade ótima de compactação, diminuição da capacidade de

suporte e sensivel redução do módulo de resiliência.

2.6.5.2 - A Fração Silte

A identificação mineralógica da fração silte pode ser feita pelo simp[les exame

macroscópico, de maneira similar a das areias. É o caso dos minerais magnetita, ilmenita e

das micas (Nogami e Villibor, 1995).

a) Solos Superficiais Lateríticos

A constituição mineralógica dessa fração é quase sempre muito simples, com

predominância do quartzo. Nos solos mais desenvolvidos oriundos de rochas

básicas (basalto), pode ocorrer siltes, onde predomina os minerais magnetita e

ilmenita.

A concreção laterítica (óxidos e hidróxidos hidratados de ferro e/ou alumínio)

também pode ocorrer nessa fração, porém é difícil de ser distinguida dos torrões

de argila.

b) Solos Saprolíticos

A fração silte desses solos, tal como a fração areia, apresenta constituição

mineralógica muito variada. O quartzo é o mineral mais comum na fração silte

desses solos. Destacam-se também a caulinita e as micas.

A caulinita apesar de ser um argilo-mineral, ou seja, constituinte da fração argila, a

sua presença na fração silte imprime propriedades e comportamentos especiais a

muitos solos saprolíticos. Apresenta-se sob a forma de macrocristais prismáticos

78

(sanfonas) ou muito alongados, podendo contribuir de maneira diferente do

quartzo nos limites de Atterberg. Pode ter índice de plasticidade diferente de zero.

Pode contribuir também para desenvolver coesão e expansão de maneira similar

ao silte de mica.

Os solos saprolíticos com predominância de siltes micáceos normalmente são

derivados de filito sericíticos. Apresentam as seguintes características, quando

compactados:

− Expansão alta quando imersos em água;

− Elevada velocidade de expansão;

− Baixa capacidade de suporte (sem e com imersão);

− Baixas contração e expansão por perda de umidade.

2.6.5.3 - A Fração Argila dos Solos Tropicais

A consitituição da fração argila dos solos tropicais, sobretudo dos lateríticos, desempenha

um papel decisivo na verificação do comportamento desses solos, quando comparados com

aqueles similares granulometricamente de regiões com climas não tropicais.

Os principais constituintes da fração argila ( diâmetro inferior a 0,002 mm) são os argilo-

minerais, os óxidos e hidróxidos de ferro e/ou alumínio e matéria orgânica (Nogami e

Villibor, 1995.).

a) Os Argilo-Minerais

Os argilo-minerais são silicatos de alumínio hidratados, podendo conter pequena

quantidade de elementos alcalinos (K, Na, Li) e alcalinos terrosos (Ca e Mg). O

alumínio de sua estrutura cristalina pode ser total ou parcialmente substituído por

Fe+3, Fe+2 e Mg+2. A maioria dos argilo-minerais possui arranjo atômico lamelar,

tabular ou alongado. Dois grupos principais de agrupamentos de átomos entram

na constituição de sua rede cristalina: tetraedros de sílica e octaedros de alumina

(agrupamento dioctaédrico) ou de magnésia (agrupamento trioctaédrico).

Os argilo-minerais geralmente são classificados com base na sua estrutura

atômica. Podem ser amorfos ou cristalinos.

Com estrutura amorfa encontra-se a alofana (2SiO2 . Al2O3 . nH2O).

79

Com estrutura cristalina, divide-se os argilo-minerais em dois grupos:

a.1 - Estrutura Atômica Tipo 1:1

Esta estrutura apresenta uma repetição sucessiva de pacotes constituídos

de uma camada de octaedros de alumina, ligados por força atômica do tipo

pontes de hidrogênio, que é considerada forte.

• Grupo da Caulinita

Os cristais são tubulares

Caulinita: Si4O10Al4(OH)8 ou 4 SiO2 . 2 Al2O3 . 4H2O

• Grupo da Haloisita

Os cristais são alongados (tabulares)

Haloisita Hidratada:

Si4O10Al4(OH)8 4H2O

Meta-halosita:

Si4O10Al4(OH)8

a.2 - Estrutura Atômica Tipo 2:1

Apresenta repetição sucessiva de pacotes constituídos de duas camadas de

tetraedros de sílica e uma de octaedros de alumina (ou de magnésio),

ligados por forças de Van der Waals, de pequena intensidade.

• Grupo da Montmorilonita (ou Smectita) Estes argilo-minerais são expansivos com unidades estruturais ligados

apenas por forças de Van der Waals e que permitem a penetração de

moléculas de água na sua estrutura.

Montmorilonita (o Al pode ser substituído pelo Mg):

Si8O20Al4(OH)4 nH2O Nontronita:

Similar à montmorilonita, porém parte do Al+3 é substituído pelo Fe+2.

• Grupo da Ilita

Argilo-minerais não expansívos.

Ilita (o Al é substituído parcialmente pelo Mg e Fe):

Si(8-x)Al4O20KxAl4(OH)4

80

a.3 - Estrutura Atômica em Camadas Alongadas

Com este tipo de estrutura atômica citam-se a Atalpugita, Sepiolita e

Paligorskita.

Os argilo-minerais caracterizam-se por possuirem um série de propriedades,

entre os quais se destacam:

• Grande superfície específica, devido as suas pequenas dimensões e forma

lamelar e/ou alongada.

• Cargas elétricas predominantemente negativas, que proporcionam

capacidade de troca catiônicaa quando em suspensão aquosa e

condicionam o pH (grau de acidez do solo).

• Tornam-se plásticos quando apropriadamente umedecidos, e aí submetidos

à secagem adquirem considerável resistência.

• Apresentam grandes variações volumétricas, tanto por perda de umidade

por secagem ou por aplicação de pressão quando saturados

(adensamento), como por aumento de umidade (expansão).

• Exibem o fenômeno da floculação (agregação de grãos) e dispersão,

quando em suspensão aquosa.

b) Os Óxidos e Hidróxidos de Ferro e Alumínio

Os óxidos e hidróxidos de ferro e de alumínio mais frequentes na fração argila dos

solos tropicais e as suas propriedades de maior interesse geotécnico são:

b.1 - Hidróxidos e Óxidos Hidratados de Ferro (Fe2O3 nH2O)

• Goethita (n = 1)

Ocorre sob a forma de agulhas.

• Limonita (n = 1,5)

Mistura de vários óxidos de ferro com alguma água absorvida.

• Ferrihidrita (n = 2 a 3)

Mal cristalizado, partículas esféricas extremamente pequenas (10-9m),

enorme superfície específica (atinge 500 m2/g).

81

b.2 - Hidróxidos de Alumínio (Al2O3 . n H20)

• Diásporo e Bohemita (n = 1) - AlO . OH

Branco ou incolor, densidade em torno de 3 g/cm3 e dureza de 3,5 a 7

quando em macrocristais.

• Gibbsita (n = 3) - Al(OH)3

Branco, incolor ou em cores claras, frequentemente mal cristalizado,

aparentemente amorfo. Quando em macrocristais densidade de 2,4 g/cm3 e

dureza de 2,5 a 3,5 (escala Mohs).

• Bauxita

Mistura de vários hidróxidos de alumínio, com água absorvida. As suas

propriedades dependem do tamanho e do estado de agragação de seus

componentes.

b.3 - Hidróxidos de Ferro e de Alumínio Amorfos que Ocorrem sob a Forma

de Gel

b.4 - Óxidos Anidros de Ferro (Hematita e Magnetita)

Ocorrem em pequena procentagem na fração argila. São responsáveis pelo

matiz preto ou vermelho.

Os óxidos e hidróxidos de ferro e de alumínio não apresentam o mesmo

comportamento dos argilo-minerais. Apesar de possuírem elevada superfície

específica e diminutas dimensões, não são plásticos ou são muito pouco

plásticos, não são expansivos, possuem capacidade de troca catiônica

desprezível e excesso de cargas positivas. Os óxidos de ferro e de alumínio

hidratados, possuem também propriedades cimentantes, que desempenham

papel importante na formação de agregados (torrões ou grumos) e

concreções lateríticas dos solos lateríticos. É importante a contribuição dos

óxidos de ferro na cor dos solos e dos óxidos de alumínio hidratados em

propriedades pozolônicas.

c) Matéria Orgânica

As substâncias orgânicas que ocorrem na fração argila dos solos tropicais

possuem constituição complexa, como nos demais solos pedogenéticos. A maior

parte dessas substâncias denomina-se genericamente de húmus. Este, tem

82

comportamento um tanto semelhante ao dos solos argilo-minerais, podendo ser

expansivo, plástico e ter elevada capacidade de troca catiônica.

d) Solos Superficiais Lateríticos

A fração argila dos solos lateríticos caracteriza-se pela elevada porcentagem de

óxidos e hidróxidos de Fe e de Al. Pode-se ter em casos extremos, solos

lateríticos em que na fração argila predominam minerais não argílicos. O argilo-

mineral normalmente presente na fração argila dos solos lateríticos é a caulinita,

pouco ativo coloidalmente, e que diminui mais ainda, quando se associa aos

óxidos e hidróxidos de Fe e de Al.

e) Solos Saprolíticos

A fração argila dos solos saprolíticos caracteriza-se pela possibilidade de

ocorrerem argilo-minerais mais ativos do que a caulinita, tais como os da família

da smectita ou ilita. Não impede, entretanto que em muitos solos saprolíticos a

caulinita seja exclusiva ou predominante. Os argilo-minerais presentes não se

apresentam recobertos por óxidos e hidróxidos de Fe e Al, como no caso dos

solos lateríticos.

2.6.6 - Especificações Especiais para Solos Lateríticos

a) Especificações da AASHTO

Os mais importantes requisitos das especificações tradicionais de solo-agregados são muito similares no que conserne a graduação, resistência dos grãos retidos na peneira de 2,0 mm e limites de Atterberg da fração que passa na peneira de 0,42 mm. Por esta razão a AASHTO M 147-65 (AASHTO, 1974) é a especificação escolhida como referência (Progress Report, 1982-1985). Basicamente esta Especificação exige os seguintes requisitos:

• Granulometria - Os materiais de base e sub-base devem se enquadrar numa das faixas granulométricas da tabela 2.5.

• Ensaio de Los Angeles - O agregado graúdo retido na peneira de 2,0 mm deve apresentar desgaste igual ou menor que 50%;

83

• Limites de Atterberg - A fração que passa na peneira de 0,42 mm deve apresentar LL máximo de 25% e IP máximo de 6%.

Os solos lateríticos pedregulhosos possuem graduação e características de plasticidade e resistência peculiares, e geralmente não se enquadram nas especificações tradicionais, embora apresentem bom desempenho em bases e sub-bases de rodovias.

Portugal adota para as províncias ultramares da África a especificação M 147-65 da AASHTO, cujas faixas granulométricas são as mesmas das Especificações tradicionais. Os requisitos que mudam em relação as Especificações tradicionais são:

• Limites de Atterberg - LL máximo de 40% e IP máximo de 15%;

• Los Angeles - máximo de 65%;

• Expansão - máxima de 10% no método LNEC (LNEC, 1969).

Tabela 2.5 - Faixas Granulométricas da AASHTO segundo a Especificação M 147-65 (AASHTO, 1974)

Peneiras Faixas (% passando)

Nº (mm) A B C D E F

2” 50,0 100 100 --- --- --- ---

1” 25,0 --- 75-90 100 100 100 100

3/8” 9,5 30-65 40-75 50-85 60-100 --- ---

4 4,8 25-55 30-60 35-65 50-85 55-100 70-100

10 2,0 15-40 20-45 25-50 40-70 40-100 55-100

40 0,42 8-20 15-30 15-30 25-45 20-50 30-70

200 0,075 2-8 5-15 5-15 5-20 6-20 8-25

b) Especificações do DNER

O DNER adota a Especificação de Serviço DNER-ES-P 47/74 para execução de bases granulares constituídas de solos lateríticos e a Especificação de Serviço DNER-ES-P 48/74 para execução de sub-bases granulares também constituídas de solos lateríticos.

Os solos para base podem ser empregados como se encontram “in natura” ou beneficiados por um ou mais dos seguintes processos:

84

• mistura com outros solos; • rolagem de desagregação na pista; • peneiramento, com ou sem lavagem; • britagem.

Os materiais para base devem apresentar os seguintes requisitos:

• Kr < 2

• expansão no ensaio CBR < 0,2%

• CBR ≥ 60% para N ≤ 5 x 106

• CBR ≥ 80% para N > 5 x 106

N - número de operações do eixo padrão de 8,2 t

Energia - intermediária ou modificada

• LL ≤ 40%

• IP ≤ 15%

• satisfazer a uma das faixas granulométricas A e B (% em peso)

Peneiras FaixasNo. mm A B2" 50,8 100 ---1" 25,4 75 - 100 100

3/8" 9,5 40 - 85 60 - 95No. 4 4,8 20 - 75 30 - 85No. 10 2,0 15 - 60 15 - 60No. 40 0,42 10 - 45 10 - 45No. 200 0,075 5 - 30 5 - 30

• Los Angeles ≤ 65% do material retido na peneira de 2 mm

Os solos para sub-bases também pode ser empregados “in natura”, ou beneficiados pelos mesmos processos anteriormente citados para base. Devem apresentar os seguintes requisitos:

• Kr < 2

• expansão < 0,2% no ensaio de CBR com energia intermediária

• CBR ≥ 20%

85

c) Especificações do CEBTP

O CEBTP - Centre Esperimental de Recherches et d’Estudes du Batiment et Travaux Publiques da França, segundo o Guide Pratique de Dimensionement de Chausseés pour les Pays Tropicaux, adota as especificações da tabela 2.6 para bases e sub-bases de solos tropicais no que se referem a faixas granulométricas permitidas (CEBTP, 1980).

Tabela 2.6 - Faixas Granulométricas Recomendadas, Máxima Porcentagem de Finos e Índice de Plasticidade segundo CEBTP - 1980 (Progress Report, 1982-1985)

PeneiraFaixas Recomendadas após Compactação

"in situ" (% passa)(mm) Base Sub-base

50 100 ---40 95 - 100 95 - 100 T1 < 3,0 x 106

31,5 85 - 100 90 - 10020 60 - 100 75 - 100 3,0 x 106 < T2 < 107

10 35 - 90 58 - 1005 20 - 75 40 - 78 107 < T3 < 2,5 x 107

2 12 - 50 28 - 651 10 - 40 22 - 56 2,5 x 107 < T4 < 6 x 107

0,5 7 - 35 18 - 500,08 4 - 20 5 - 35 6 x 107 < T5 < 108

T1 - T2 T3 - T4 T5% máx passando peneira 0,08 mm 35 30 30

IP máx (%) 30 20 20

Tráfego para Carga Equivalente Acumulada de 8,2 t

d) Especificação do DER do Paraná

O DER do Paraná especifíca os solos arenosos finos lateríticos utilizados em camadas de base e sub-base através da ESP 08/91, conforme a tabela 2.7 (DER-PR, 1991).

e) Exemplo de Bom Comportamento

Santana (1987) mostra na Tabela 2.8 os seguintes casos de bases e sub-bases de rodovias brasileiras com emprego de solos de comportamento laterítico que, embora não obedecendo às especificações do DNER apresentaram muito bom comportamento.

86

Tabela 2.7 - Especificação de Solos Arenosos Finos Lateríticos Empregados em Bases e Sub-bases no Estado do Paraná (DER-PR, 1991)

Item Sub-base Base

% passando na peneira No. 40 85 - 100 85 - 100

% passando na peneira No. 200 20 - 40 23 - 35

IP (%) NP - 10 5 - 10

CBR (%) > 40 > 80 para N > 105

> 60 para N < 105

Expansão (%) < 0,1 < 0,1

Teor de Argila (%) > 12 > 12

Energia de Compactação Intermediária Intermediária

Tabela 2.8 - Exemplos de Caracterização de Solos Lateríticos Empregados em

Bases e Sub-Bases de Rodovias Brasilleiras (Santana, 1987)

Jazidas I II III IV V

2”

1”

3/8”

nº 4

nº 10

nº 40

nº 200

100

100

93

88

63

56

51

100

90

52

33

27

25

20

100

98

77

60

54

53

29

100

97

80

66

56

48

40

100

96

71

50

30

28

19

LL (%)

IP (%)

EA (%)

γs máx (kg/m3)

Wót (%)

CBR (%)

EXP (%)

Kr

42

13

11

2075*

12,5

61

0,0

1,0

36

11

15

2100*

16,0

97

0,0

1,1

35

14

11

2052**

11,9

64

0,25

1,7

50

22

8

1988*

16,5

18

1,0

1,6

19

3

15

2163*

9,3

127

0,0

1,8

Classificação

(HRB - AASHTO) A - 7 - 6 A - 2 - 6 A - 2 - 6 A - 7 - 6 A - 2 - 4

87

I - Piauí - Br/316 - Terezina/Picos - Km 193

II - Piauí - Br/316 - Teresina/Picos - Km 118

III - Acre - Br/364 - Novo Acordo/Rio Branco - Km 45

IV - Pará - Transamazônica - Marabá/Itaituba - Km 12

V - Pará - Transamazônica - Marabá/Rio Araguaia - Km 12

* Energia Intermediária

** Energia ASSHTO Modificada

Observa-se que estes solos:

− Apresentam geralmente pequena fração de areia grossa (entre as peneiras 10 e

40);

− Podem ocorrer com elevados teores de finos (mais de 25% passando na peneira

200);

− Apresentam elevados LL e IP, mas dando CBRs altos;

− É difícil enquadrá-los nas Especificações Granulométricas da AASHTO, bem como

nos limites de LL ≤ 25% e IP ≤ 6%;

− Sempre apresentam expansão muito baixa;

− Apresentam minerais argílicos, as vezes com traços de ilita, mas nunca com

montmorilonita.

88

2.7 - O Programa FEPAVE

2.7.1 - Introdução

O programa FEPAVE é usado na COPPE para obtenção das tensões e deformações. Permite analisar o comportamento não linear dos materiais das camadas granulares e coesivas dos pavimentos. É um programa em Fortran desenvolvido na Universidade de Berkeley em 1965 por E. L. Wilson. Sofreu modificações em 1966 por J. M. Duncan e C. L. Monismith para gerar automaticamente configurações de elemento finito adequadas para a análise de estruturas axissimétricas de pavimento flexíveis e para adaptar tipos de módulos dependentes das tensões através de um análise não-linear. Foi doado a COPPE em 1973 e desde então tem sido utilizado e modificado para incorporar novos modelos além de adaptações para micro-computador.

O FEPAVE 2 admite até doze camadas de materiais diferentes. O comportamento desses materiais é elástico, isotrópico, podendo ser linear ou não-linear. Utiliza-se da técnica incremental (rigidez tangente), onde a carga total de tráfego é dividida e aplicada em incrementos iguais de carga. A cada incremento soma-se o acréscimo de tensão, fração da tensão total às frações já existentes e às tensões iniciais, que podem ser gravitacionais ou pré-definidas e embutidas no programa. Ao final, tem-se a aplicação do valor total da carga de tráfego. As deformações e os deslocamentos sob a carga total serão a soma dos valores de cada incremento. Desta forma, o problema não-linear é analisado como linear por partes. O sucesso da técnica incremental é confirmada em função de repetições do procedimento incremental, entre os deslocamento calculados com o programa e as medidas nos pavimentos reais.

O programa permite obter deslocamentos, deformações e tensões através da técnica de elementos finitos em estruturas de pavimentos idealizadas como axissimétricas. Essas estruturas são discretizadas em elementos quadriláteros em quatro triângulos, e a matriz de rigidez do elemento quadrilátero é a média das matrizes dos triângulos.

A principal vantagem do programa é analisar um material de características variáveis (módulos resilentes) tanto axialmente quanto radialmente.

Os dados de entrada do programa. de uma forma geral são:

− A pressão média proveniente da roda do veículo e o raio de carregamento.

− Propriedades dos materiais (µ,MR);

− Para análise não linear pode-se utilizar como tensões incrementais iniciais as tensões gravitacionais, sendo necessário neste caso fornecer as massas

89

específicas dos materiais e o coeficiente de empuxo no repouso (este assume-se igual a 1);

− A malha de elementos finitos e restrições de fronteira e carregamento;

Os dados de saída consistem de:

− Deslocamentos radiais e axiais de cada nó;

− As tensões: radial (σr), vertical (σz), tangencial (σθ), cisalhante (τrz=τzr), principal

maior (σ1), principal menor (σ3), octaédrica normal (σoct) e octaédrica cisalhante

(τoct).

Motta (1991) criou um arquivo de saída que apresenta apenas um resumo das características dos materiais de cada camada e os valores de interesse mais imediato ao dimensionamento:

• Deflexão (0,01mm) - adotou-se o deslocamento vertical na superfície, multiplicando por dois, para uma distância radial de 3R/2 onde R é o raio da área carregada. Com isso, procura-se simular a roda dupla através da superposição dos efeitos.

• Deformação Específica de Tração - atribuída à diferença de deslocamento radial entre o eixo de simetria da carga e a coluna mais próxima da linha inferior do revestimento, dividida pela distância radial entre o eixo de simetria e coluna mais próxima.

• Diferença de Tensões no Revestimento (Kgf/cm2) - é o resultado da diferença entre a tensão vertical calculada no primeiro elemento sob a carga na linha inferior do revestimento. Procura-se simular, com isso o ensaio de compressão diametral.

• Tensão Vertical no Subleito (Kgf/cm2) - Representa a média das tensões verticais calculadas nos centros geométricos dos elementos adjacentes a linha que separa o subleito da camada anterior e para a primeira coluna da malha de elemento finitos.

• Tensão de Tração (Kgf/cm2) - tensão radial calculada no centróide do primeiro elemento sob a carga localizado na linha inferior do revestimento.

2.7.2 - Critério de Confiabilidade do Programa FEPAVE

O critério de confiabilidade foi introduzido por Motta (1991). Baseia-se no método de tratamento estatístico de Rosenblueth (1975). Este método permite determinar a média, o desvio padrão e o coeficiente de assimetria da variável dependente em função dos valores

90

estimados de média, desvio padrão e coeficiente de assimetria das variáveis independentes. Para cada variável independente calcula-se dois valores de densidade de probabilidade arbitrariamente escolhida. Assim, se existem N variáveis independentes com desvio padrão diferente de zero, ocorrerão 2N combinações possíveis entre estas variáveis.

O critério de confiabilidade estatística foi introduzido no FEPAVE2 por Motta (1991), considerando que para calcular a média de cada variável independente com seus respectivos desvios basta processar o FEPAVE 2N vezes. Desta forma, o FEPAVE2 passou a ser uma sub-rotina e o programa principal CONF2 é que emprega a metodologia de cálculo da confiabilidade das variáveis independentes.

O programa principal CONF2.EXE gera uma matriz de sinais cuja dimensão é (Np x N), sendo:

Np - Número de passagens, ou seja, número de combinações possíveis entre as variáveis independentes (2N).

N - Número de variáveis independentes com desvio padrão diferente de zero.

A título de ilustração tem-se o seguinte exemplo:

Para N = 2 resulta Np = 2N = 4

Matriz de sinais = Msinal =

Supondo que uma das variáveis seja o raio de carregamento R e a outra a pressão de contato do pneu P, a primeira passagem corresponde a combinação da linha 1 da matriz de sinais, isto é:

R1 = R - DR e P1 = P + DP

sendo: DR e DP os desvios padrão do raio de carregamento e da pressão de contato do pneu, respectivamente.

Com estes valores de R1 e P1 chama-se o FEPAVE2 que calcula a deflexão (DEFL), a deformação específica de tração (DIF), a tensão de tração (TTR), a diferença de tensão no revestimento (DIFT) e a tensão vertical no subleito (TV). Estas variáveis dependentes são calculadas e acumuladas para as quatro combinações e no final obtém-se as médias aritméticas das variáveis acima citadas:

− + + − − − + +

1 1 1 1 1 1 1 1

91

DEFL DEFL DEFL DEFL DEFL

DIF DIF DIF DIF DIF

DIFT DIFT DIFT DIFT DIFT

TTR TTR TTR TTR TTR

TV TV TV TV TV

= + + +

= + + +

= + + +

= + + +

= + + +

( ) ( ) ( ) ( )

( ) ( ) ( ) ( )

( ) ( ) ( ) ( )

( ) ( ) ( ) ( )

( ) ( ) ( ) ( )

1 2 3 4 4

1 2 3 4 4

1 2 3 4 4

1 2 3 4 4

1 2 3 4 4

E os desvios das variáveis:

Desvio x x= −2 2

onde: x2 - média dos quadrados dos valores da variável x;

x2 - quadrado da média dos valores da variável x;

x - qualquer uma das 5 variáveis citadas.

92

CAPÍTULO 3

A Região Centro-Oeste do Brasil

3.1 - Clima

3.1.1 - Circulação Atmosférica

O tempo bom ou estável na Região Centro-Oeste é caracterizado no Inverno pelos ventos NE e E do anticiclone tropical semifixo de Atlântico Sul e no Verão pelos ventos de direção variável, geralmente do quadrante N, de pequenos "altos" ou "dorsais" formados sobre o continente.

Essas situações de estabilidade, com tempo ensolarado, muito quente no Verão e ameno no Inverno, são muito sujeitas a bruscas mudanças pela invasão de três principais sistemas de circulação ou correntes perturbadas, conforme Fig. 3.1 (Nimer, 1989): a) Sistema de circulação perturbada de Oeste - Representado pelas linhas de instabilidade tropical (IT); b) Sistema de circulação perturbada de Norte - Representado pela convergência intertropical (CIT); c) Sistema de circulação perturbada de Sul - Representado pelo anticiclone polar e pela frente polar (FP).

O sistema de circulação perturbada de Oeste ocorre do seguinte: do final da Primavera ao início do Outono, mas sobretudo no Verão, a Região Centro-Oeste é freqüentemente afetada por ventos de O e NO que acompanham as passagens de linhas de instabilidade tropical (IT).

No seio de uma linha de IT, o ar em convergência acarreta, geralmente, chuvas e trovoadas. Tais fenômenos, muito comuns no interior do Brasil, especialmente no Verão, parecem ter suas origens ligadas ao movimento ondulatório que se verifica na frente polar atlântica (FPA) ao contato com o ar quente da zona tropical. A partir dessas ondulações formam-se ao Norte da FPA uma ou mais ITs sobre o continente. À medida que a FPA desloca-se para N as ITs se movem para E, ou mais precisamente para SE, acompanhadas por nuvens e geralmente chuvas tropicais do tipo monçônico.

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Figura 3.1 – Sistema de Circulação Atmosférica Perturbada na Região Centro-Oeste (Nimer, 1989)

O sistema de circulação perturbada de N é mais representado pelas chuvas de doldrum da convergência intertropical (CIT). Esta, posicionada mais comumente ao Norte do Equador geográfico, atinge o Norte de Goiás e de Mato Grosso no Verão e Outono.

Já o sistema de circulação perturbada de S é representado pelo anticiclone polar, cujo comportamento na Região Centro-Oeste costuma ser diferente conforme se trate do Verão ou do Inverno. No Verão, só raramente a frente polar (FP) consegue vencer, pelo interior, a barreira imposta pela "baixa do Chaco". Por esta razão, as chuvas frontais mantém-se com alguma expressão apenas ao Sul da Região, ficando praticamente

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ausentes do Estado de Mato Grosso. No Inverno, os anticiclones de origem polar, por serem mais poderosos, invadem com mais freqüência a Região, após se deslocarem sobre o Oceano Pacífico e transporem a Cordilheira dos Andes nas Latitudes médias. Nessas situações a "baixa do interior" abandona a Região e a FP pode atingir o Estado de Mato Grosso com orientação NO-SE. Com essa orientação ela avança para NE, provocando com sua passagem "chuvas frontais" durante 1 a 3 dias.

3.1.2 - Temperaturas

As temperaturas da Região Centro-Oeste são altas, sobretudo na Primavera e no Verão. Diversos fatores físico-geográficos (posicionamento continental, extensão latitudinal e relevo) e dinâmicos (circulação atmosférica decorrente do posicionamento dos centros de alta e de baixa pressão) explicam o comportamento da temperatura.

A distribuição espacial da temperatura média do ano reflete muito bem a influência desses fatores. O grande afastamento em relação ao Oceano Atlântico reduz muito as influências marítimas nessa Região, permitindo que sua ampla extensão latitudinal defina as linhas básicas de uma apreciável variação espacial da temperatura. Enquanto no extremo Norte da Região a temperatura anual situa-se próxima a 26º C, no extremo Sul é de 22º C, aproximadamente.

Contudo, pelo seu posicionamento físico-geográfico, predominantemente tropical, a ausência quase completa de invasões de ar frio de origem polar, durante o semestre Primavera-Verão, acarreta temperaturas elevadas quase que diariamente nessa época, sobretudo na Primavera, ocasião em que o Sol passa pelos paralelos da Região dirigindo-se para o Sul, e a estação chuvosa ainda não se inicia. Na Primavera é comum forte calor em toda a Região, sobressaindo, neste particular, o Norte do Estado de Mato Grosso, onde são bem freqüentes máximas diárias de 34º a 37º C.

Outras áreas muito quentes nessa época são as superfícies baixas do Pantanal Mato-grossense e da bacia do Rio Paraná, onde predominam máximas diárias de 30º a 35ºC. Nessas vastas áreas de baixas altitudes, não raras vezes registram-se temperaturas próximas de 40º C. Até mesmo nas superfícies elevadas do planalto é comum a ocorrência de dias quentes na Primavera-Verão e muito freqüentes as máximas diárias acima de 30ºC, embora raramente ultrapassem os 36º C.

Enquanto na Primavera e no Verão o calor é quase uma constante, no Inverno, devido à continentalidade da Região e da conseqüente secura do ar, são comuns dias muito frios, sobretudo em junho e julho. Nesses meses, entretanto, costumam ocorrer, também temperaturas relativamente elevadas, até mesmo no extremo Sul do Centro-Oeste, quando as massas frias de origem polar ficam ausentes por muitos dias. Por essa razão, as médias

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mensais do Inverno são relativamente altas, ocultando a ocorrência de dias muito frios nessa época, quando, em quase todo o território dessa Região, há grande queda da temperatura durante as noites, para abaixo de 15º C. Ao contrário, a média das mínimas diárias (refletindo muito bem as influências da latitude, da altitude e do índice de presença dos sistemas de correntes atmosféricas de origem polar) ressalta a distribuição do frio. Enquanto nas baixas superfícies do Norte de Goiás e Mato Grosso e no Pantanal Mato-grossense as médias das mínimas são superiores a 14º C, nas altas chapadas e superfícies do Centro-Sul elas variam geralmente de 10º a 12º C.

No Inverno é comum a ocorrência de dias muito frios, relacionados à ação direta de poderosos anticiclones de origem polar, cedendo as passagens de frentes frias. Ao transporem a Cordilheira dos Andes, essas frentes produzem na zona frontal uma advecção do ar tropical. A Região Centro-Oeste, que estava sob calmarias, passa a sentir ventos de NE a NO, resultando na imediata elevação das temperaturas e forte redução de umidade.

Com a chegada da frente sobre o lugar, o céu fica completo ou parcialmente formado por nuvens de convecção dinâmica (cumulus e cumulunimbus), ocorrendo trovoadas e chuva. Esta última, no entanto, costuma ser pouco intensa devido a alguns fatores: fraca convergência para a baixa frontal (frente) e velocidade dos ventos menor do que nas regiões meridionais e orientais do Brasil; e sobretudo porque o ar tropical em ascensão na "rampa" frontal e o ar frio da massa polar possuem, nesta época do ano, pouca umidade específica.

Imediatamente após a passagem da frente polar, a pressão sobe, a temperatura cai e, sob ventos frescos, que passam a soprar do quadrante Sul, o céu costuma ficar totalmente coberto de nuvens (stratus, stratus cumulus ou altus stratus), e a chuva frontal termina, logo substituída por leve chuvisco com nevoeiro ( situação pós-frontal). Segundo Serra e Ratisbonna (1945), nessas situações a umidade relativa é muito grande (geralmente acima de 90%) e é reduzida a amplitude térmica diurna, com máximas rebaixadas e mínimas noturnas ainda relativamente altas.

Sob a lenta velocidade da frente o sistema de nuvens persiste. Só após um ou dois dias, quando o anticiclone polar, em contínuo avanço, tem seu centro sobre o lugar ou perto dele, diminui a turbulência anterior e o céu torna-se limpo, com intensa radiação noturna. Nesta última situação a temperatura pode descer a níveis muito baixos, como as que caracterizam o fenômeno conhecido regionalmente pelo nome de “friagem” que, contudo, não se mantém por mais de dois dias (na maioria das vezes), não só devido à absorção do anticiclone polar pelo anticiclone tropical e outros sistemas tropicais, como ainda porque, à sua retaguarda, parte da massa fria retorna para o Sul, atraída por nova frontogênese na Argentina (avanço de nova frente fria). Além disso, a conseqüente redução da nebulosidade facilita o aquecimento solar, que acaba com o fenômeno, retornando os ventos de NE e E

96

dos sistemas tropicais com suas inversões térmicas superiores, estabilidade, tempo ensolarado e temperatura em elevação (Serra e Ratisbonna, 1945).

Observa-se ainda que, embora as passagens de frentes frias sejam comuns no Inverno, o fenômeno das "friagens", acima descrito, não é muito freqüente. É o que se depreende tendo por base uma pesquisa, através de uma série estatística de dados de trinta anos da estação meteorológica de Cuiabá, dos referidos autores. Em Cuiabá a freqüência da "friagem" é muito rara em abril, costuma-se tornar presente em maio e atinge seu máximo freqüêncial em julho, decaindo a seguir, até setembro ou outubro, quando se verificam as últimas invasões notáveis de anticiclones de origem polar. Nessa cidade a freqüência média das friagens é de três por ano, mas em certos anos não se dá nenhuma, enquanto que em outros são sentidos cinco ou mais invasões.

Durante a invasão desses anticiclones, motivos de "friagens", as estações meteorológicas do INEMET já registraram mínimas de cerca de 1º C em Cuiabá, 0º C em Campo Grande e 6º C abaixo de zero em Bela Vista - MS, extremo Sul da Região Centro-Oeste. Apenas ao norte de Mato Grosso não se registraram, nas últimas décadas, mínimas inferiores a 8º C.

Outro aspecto geral a ressaltar do seu regime térmico é a notável oscilação diurna, isto é, a amplitude entre as máximas registradas nas horas do dia e as mínimas noturnas, o que aliás, é uma característica geral das regiões muito afastadas das influências marítimas, especialmente nas latitudes tropicais. Oscilações de até mais de 20º C num prazo de 48 horas é comum na Região, porque a chegada de uma frente fria pode ser antecedida por forte aquecimento pré-frontal.

3.1.3 - Regime de Chuva

O caráter do regime de chuva na Região Centro-Oeste se deve quase que exclusivamente aos sistemas regionais de circulação atmosférica. A influência do relevo regional sobre o regime, e até mesmo sobre a distribuição espacial da precipitação nesta Região, é de tão pouca importância que não chega a interferir nas tendências gerais determinadas pelos fatores dinâmicos.

Em razão disso, a altura de precipitação anual (Fig. 3.2) no território dessa Região apresenta uma distribuição geográfica muito simples: de uma área mais chuvosa ao Norte de Mato Grosso (bacia e Floresta Amazônica), onde chove em média 2.000 a 3.000 mm, a pluviosidade decresce para E e S, até 1.500 mm, a Leste de Goiás, e abaixo desse valor em Mato Grosso do Sul. Neste Estado, o Pantanal Mato-grossense é a região menos chuvosa, inferior a 1.200 mm. Tal forma de distribuição se deve, principalmente, ao sistema de

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circulação perturbada de Oeste, cuja participação regional decresce de N para S e de O para E.

Figura 3.2 – Altura Média da Precipitação Anual (mm) da Região Centro-Oeste (Nimer, 1989)

Essas precipitações, entretanto, não são distribuídas de forma mais ou menos

eqüitativa ao longo do ano. Seu regime sazonal é tipicamente tropical, com acentuada

máxima no Verão e mínima no Inverno. Em quase toda Região, mais de 70% do total de

chuvas acumuladas durante o ano se precipitam normalmente de novembro a março, sendo

98

geralmente mais chuvoso o trimestre janeiro-fevereiro-março, no Norte; dezembro-janeiro-

fevereiro, no Centro; e novembro-dezembro-janeiro, no Sul. Durante o trimestre mais

chuvoso, chove em média 45% a 55% do total anual. Somente em Mato Grosso do Sul a

concentração é menor.

Este regime muito concentrado decorre da freqüência quase diária do principal

fenômeno causador de chuva na região (linhas de IT) e sua ausência quase absoluta no

Inverno. A menor dependência das chuvas de ITs e a maior participação, no Inverno, de

chuvas frontais nas regiões meridionais explicam o regime mais eqüitativo das chuvas em

Mato Grosso do Sul.

O Inverno, ao contrário, é seco. Nesta época do ano (junho-julho-agosto) as chuvas

são muito raras, havendo em média, normalmente, 4 a 5 dias de ocorrência deste fenômeno

por mês, sendo tanto mais raros no setor oriental de Goiás, onde é comum a ausência

completa de chuva durante pelo menos 30 dias.

A carência de chuva no Inverno decorre pelo motivo de serem muito raras as

passagens de correntes perturbadoras de Oeste (IT) e apenas o extremo Norte da Região

está sujeito às raras chegadas das chuvas dos sistema de correntes perturbadoras de Norte

(CIT) ficando a Região dependente, quase que exclusivamente, das chuvas frontais

proporcionadas pelas frentes frias trazidas do Sul pelo anticiclone polar (sistema de

circulação perturbadora de Sul - FP).

Além das ocorrências de chuva no Inverno serem muito reduzidas, as chuvas, pelos

motivos mencionados, são pouco copiosas, razão pela qual são baixos os totais mensais de

precipitação nessa época. Em Goiás não chega chover mais de 20 mm por mês no trimestre

junho-julho-agosto. Já em Mato Grosso do Sul nesse trimestre, embora normalmente chova

pouco, raramente chove menos de 20 mm em cada um desses meses. Assinale-se ainda

que não apenas o trimestre junho-julho-agosto é muito seco. O mês que o antecede (maio)

e o que sucede (setembro) são muito pouco chuvosos.

De seu regime sazonal de chuva, resulta que na Região Centro-Oeste o prazo de

duração do período de insuficiência de chuva é muito variável espacialmente. No Sul de

Mato Grosso do Sul costuma ser de 1 a 3 meses, enquanto que no Pantanal Mato-

grossense é geralmente de 7 a 9 meses. Entretanto, em sua vasta região dos cerrados,

predomina de 5 a 6 meses.

Dever ser observado, contudo, que em virtude do período de insuficiência de chuva

abranger a estação mais fria do ano (quando a evapotranspiração potencial é mais reduzida

99

e, conseqüentemente é menor a necessidade ecológica de água), a carência de chuva é

menos sentida.

Observa-se ainda que, nas áreas de cerrado, se por um lado as águas das chuvas

se perdem rápida e parcialmente pela intensa infiltração em seus solos arenosos (sobretudo

nos latosolos), por outro lado, a grande capacidade de seus solos em armazená-los, permite

uma notável recompensa, ao devolver à superfície parte dessa água, justamente nos meses

de maior carência de chuvas.

Considerando esses múltiplos aspectos como o volume mensal e distribuição diária

de chuva, eficiência térmica durante o período de insuficiência ou carência completa de

chuva e natureza do solo, resulta que, a duração da estação normalmente seca na Região

Centro-Oeste é mais curta no Sul ( 1 a 3 meses), abrangendo apenas o Inverno; no Norte

(Região da floresta Amazônica), ela é um pouco mais dilatada, costumando estender-se até

setembro. Em ambas as áreas o déficit ambiental de água é pequeno. No Pantanal o

período de insuficiência de chuva é maior (7 a 9 meses), entretanto, além de ser amenizado

pela maior frequência de chuvas pouco intensas provocadas pelas frentes frias, seus solos

de planície são periodicamente molhados pelas enchentes de seus inúmeros rios,

realimentados pelas chuvas de seus alto cursos, cujas nascentes estão localizadas no

Planalto Central. Por estas razões, a estação efetivamente seca se reduz a 5 ou 7 meses.

Fato semelhante, ainda que de menor magnitude, se verifica no Planalto Central, onde os

efeitos da insuficiência de chuva, durante 5 a 7 meses, são reduzidas efetivamente para 4 a

6 meses.

Em contrapartida, há uma estação excessivamente chuvosa, centralizada no Verão,

quando os excedentes de água (volume que ultrapassa a capacidade de armazenamento do

solo) alcançam, normalmente, volumes fantásticos, entre 400 a 1000 mm, destacando-se

neste particular uma vasta área que se estende do Noroeste de Mato Grosso a Sudeste de

Goiás. No Norte de Goiás o excedente é bem inferior, em torno de 200 mm, e no Pantanal

não há efetivamente nenhum excedente. Nesta última região, o excedente hídrico, motivo de

suas enchentes fluviais, é mera decorrência dos excedentes de precipitação que se dão fora

do Pantanal.

3.1.4 - Evapotranspiração e Índice de Umidade

O equilíbrio hídrico na superfície do terreno pode ser expresso pela fórmula abaixo,

proposta por Thornthwaite em 1948:

PRF = PRE - EP

100

PRF - A precipitação efetiva, expressa em mm, que pode ser positiva ou negativa. Se

positiva, haverá excesso de água que se escoará por drenagem superficial ou

subterrânea. Se negativa, o teor de umidade do solo tenderá a diminuir.

PRE - Precipitação pluviométrica durante o período (geralmente 1 mês), expressa em mm.

EP - Evapotranspiração potencial, isto é, a quantidade máxima de água possível de ser

evaporada no local, coberto por vegetação baixa e com suprimento ilimitado de água

no solo, expressa em mm. Pode ser determinado de várias maneiras, mas geralmente

é calculado em função da temperatura média mensal e da posição geográfica do local.

A precipitação efetiva (PRF) positiva, significa disponibilidade de água para alimentar

a evaporação potencial, não havendo perda de umidade junto da superfície do solo. Na

prática, o fenômeno é mais complexo, sendo necessário considerar uma evapotranspiração

real, podendo haver deficiência de água em certos períodos do ano.

O Instituto Nacional de Meteorologia (INEMET), do Ministério da Agricultura, publica

dados mensais sobre o equilíbrio hídrico em mais de duas centenas de localidades do

território brasileiro. Tem-se conhecimento suficiente sobre o equilíbrio hídrico de uma

localidade quando se conhece a temperatura média mensal e a precipitação Mensal durante

um determinado ano. Com a temperatura média mensal avalia-se a EP, que subtraída da

precipitação PRE, fornece o PRF mensal.

A caracterização anual do equilíbrio hídrico pode ser feita pelo uso do Índice de

Umidade (IM) de Thornthwaite, expresso pela fórmula (Razzini, 1964):

IMEXC DEF

EP=

⋅ − ⋅100 60

Em que:

EXC - Excedente hídrico anual, em mm, obtido de gráficos de equilíbrio hídrico;

DEF - Deficiência hídrica anual, em mm, obtida de gráficos de equilíbrio hídrico;

EP - Evapotranspiração potencial anual, obtida também de gráficos de equilíbrio

hídrico.

A elevada temperatura exerce grande efeito sobre esse índice, de maneira que

mesmo com alta precipitação anual pode resultar em IM relativamente baixo, como acontece

na cidade do Rio de Janeiro, onde o IM = 5 (Medina e Motta, 1989).

Um dos maiores índices IM no Brasil é o da cidade de Cruz Alta (RS) - IM = 144,

muito maior que Manaus (AM) - IM = 33, embora a pluviosidade daquela (1.704 mm) seja

bem menor do que esta (2.833 mm). É que a temperatura média mensal de Manaus é bem

101

mais elevada do que a de Cruz Alta. Na Região Centro-Oeste o IM médio situa-se em torno

de 80.

3.1.5 - O Estado de Mato Grosso - Clima Tropical, Quente e Subúmido

O clima quente domina toda a Região Centro-Oeste. Sua característica mais marcante é a frequência quase que diária de temperaturas altas, sobretudo em Mato Grosso, onde em seus meses mais quentes (setembro e outubro) são muito freqüentes máximas diárias superiores a 38º C, alcançando, às vezes, valores superiores a 40º C. Neste particular, destaca-se o Pantanal Mato-grossense, onde, não muito raramente, registram-se máximas diárias em torno de 42º C.

Excetuando-se o Norte Mato-grossense, as áreas de clima quente estão muito sujeitas a bruscas mudanças de tempo no Inverno, ocasião em que, sob a ação de anticiclones de origem polar, as mínimas diárias costumam descer a níveis muito baixos, destacando-se nestes casos, as chapadas e as altas superfícies cristalinas. Sob tais situações atmosféricas a temperatura nestas áreas costuma cair para abaixo de 10º C (algumas vezes abaixo de 5º C) durante a madrugada.

Tais declínios de temperatura, embora não muito raros, não são suficientes para refletir-se em grande declínio nas médias térmicas. Resulta daí que em todo o território do Estado de Mato Grosso, inclusive nas superfícies elevadas, em nenhum mês a média térmica é inferior a 18º C.

As únicas áreas importantes da Região Centro-Oeste que têm pelo menos um mês de temperatura média inferior a 18º C estão localizadas no Sul de Goiás e em Mato Grosso do Sul, onde a ação simétrica de fatores regionais e locais tornam o clima menos quente, o qual pode ser denominado subquente.

O sistema classificatório de Köppen utiliza a isoterma de 18º C para o mês mais frio como fronteira de diferenciação entre os climas quentes (mais de 18º C) e subquentes (menos de 18º C).

Levando-se em conta o regime de chuva, ou mais precisamente seus reflexos mais importantes como a existência ou não de secas climáticas, a duração e a intensidade das secas, pode-se reconhecer neste período (quente e subquente) duas distinções de clima: úmido e subúmido, de importantes repercussões ambientais (Nimer, 1989).

O clima úmido abrange cerca de 50% do território da Região Centro-Oeste. Nele há pelo menos um mês normalmente seco, isto é, com total de chuva inferior ao índice de evapotranspiração potencial e portanto aquém da necessidade ecológica ideal. A duração normal do período seco varia espacialmente de 2 a 4 meses, e raro são os anos em que ele

102

se estende por 5 meses. Porém, seja qual for a duração, o déficit de água é pequeno, compreendendo geralmente o Inverno. A estação úmida, ao contrário, é muito longa, embora as chuvas se concentrem no verão, quando notáveis excedentes de água, após saturarem o solo, são colocados à disposição do escoamento superficial e da realimentação da cheia dos rios.

O clima subúmido abrange o Estado de Goiás e parte dos Estados de Mato Grosso e Mato Grosso do Sul. Trata-se de clima tipicamente tropical, cujo regime sazonal é controlado fundamentalmente por massas de ar originárias da zona tropical, sobretudo pelo anticiclone do Atlântico Sul. Nele, o período de insuficiência de chuva dura normalmente de 5 a 7 meses, dos quais 4 a 6 meses são muito secos (Inverno-Primavera). A estação úmida é mais curta e suas chuvas são ainda mais concentradas no Verão, época de enormes excedentes de água, de solos saturados de umidade e de grande enchentes fluviais.

Deve ser observado, contudo, que esse clima não é uniforme. Nas áreas limítrofes com o Estado de Tocantins e no Pantanal Mato-Grossense ele tem caráter bem mais seco de que o padrão da região, na divisa de Tocantins porque a seca é mais intensa e no Pantanal porque ela é mais longa. Em ambas as áreas é de moderado a grande o déficit de água durante esse período.

Em síntese, considerando o conjunto do regime da temperatura (no que se refere a sua eficácia térmica ecológica) e o regime sazonal de chuva (através das épocas de déficit e de excesso de água e suas influências ambientais) pode-se distinguir um vasto domínio de climas quentes e subquentes envolvendo toda a Região. Estes não excludentemente, podem ser úmidos ou subúmidos. Mas, sejam quais forem as modalidades de climas, quase todas fazem parte de um sistema bem mais abrangente que, considerando sua gênese mais fundamental ou zonal, pode ser denominado clima tropical, exceto apenas o Norte da Região, cujo clima úmido vincula-se ao clima Equatorial da Amazônia.

A despeito da existência de áreas úmidas e subquentes, o traço climático mais marcante na Região Centro-Oeste é a existência de um vasto domínio de clima tropical-quente-subúmido, que se estende por quase toda a área de cerrados, envolvendo, quer os terrenos cristalinos de topografia semiplana ou acidentada, quer as chapadas sedimentares.

Excluindo as áreas úmidas, onde a insuficiência de chuva no Inverno não é muito importante, e as subquentes, onde o Inverno é relativamente frio, em todo o território regional, o Inverno é uma estação de temperaturas predominantemente amenas, de insuficiência de chuva e de déficit de água no solo que pode se estender até a Primavera, enquanto que o Verão é uma estação muito quente, excessivamente chuvosa, de solos saturados de umidade e de intenso escoamento superficial que propiciam as enchentes dos rios.

103

Se por um lado, o excedente de chuva propicia enorme potencial de erosão dos solos e enchentes fluviais, por outro, ele abastece importantes lençois de água subterrâneos, sobretudo nas áreas de terrenos sedimentares, constituindo precioso e abundante recurso hídrico que pode ser empregado na estação seca.

A Fig. 3.3 mostra a classificação climática da Região Centro-Oeste.

Figura 3.3 Tipologia Climática da Região Centro-Oeste (Nimer, 1989)

104

3.2 - Relevo, Geologia e Pedologia

A área de estudo compreende todo o Estado de Mato Grosso. A diversidade das feições geomórficas, dos tipos de vegetação e das litologias é em grande parte responsável pela grande variação dos solos verificados nesta área.

Em função da forma de relevo e da altimetria relativa, o Estado de Mato Grosso está dividido em 12 unidades geomórficas, conforme Fig. 3.4 (Sanches Ross, 1982):

• Planalto dos Parecis -1

• Planalto dos Guimarães -2

• Planaltos Residuais do Alto Guaporé - 3

• Planaltos Residuais da Amazônia Meridional - 4

• Província Serrana - 5

• Depressão Interplanáltica de Paranatinga - 6

• Depressão do Rio Paraguai - 7

• Depressão do Guaporé - 8

• Depressão da Amazônia Meridional - 9

• Depressão do Araguaia - 10

• Planícies e Pantanais do Médio e Alto Guaporé - 11

• Planícies e Pantanais Mato-Grossenses - 12

3.2.1 - Planalto dos Parecis

O Planalto dos Parecis abrange toda a parte Centro Norte da Área. É dividido em duas sub-unidades: Chapada dos Parecis e Planalto Dissecado dos Parecis

Chapada dos Parecis - compõe a sub-unidade mais elevada e está situada aproximadamente entre os paralelos de 12º30' e 14º30' S e os meridianos 57º00' e 59º30' W. Com altimetria da ordem de 600 a 750m, constitui-se de litologias sedimentares predominantemente do Terciário/Quaternário - Cobertura Detrito - Laterítica e nas partes mais rebaixadas dos Arenitos do Grupo Parecis. Apresenta uma topografia suave, com relevo plano e suave ondulado, onde são originados os Latossolos Vermelho-Escuro, associados de acordo com o posicionamento topográfico às Areias Quartzosas, em ambos os casos cobertos constantemente por vegetação de cerrado (savana) e nos fundos de vales por mata de galeria.

Planalto Dissecado dos Parecis - constitui-se na sub-unidade mais extensa e expressiva do Planalto dos Parecis, ocupando toda a parte setentrional da área. Este

105

Figura 3.4 – Relevo do Estado de Mato Grosso (Sanches Ross, 1982) e Locais das Estações de Estudo

planalto, em função da intensidade de dissecação e da diferenciação litológica foi dividido em quatro seções:

A Primeira Seção - situa-se a partir da margem direita do Rio Teles Pires e tem altitude entre 400 a 600m. Constitui-se por litologias sedimentares, tanto do Grupo Parecis, Formações Utiariti, Salto das Nuvens, como a da Cobertura Detrito-Laterítica-Terciário/Quaternário.

Os solos que ai se originam são predominantemente os Latossolos Vermelho-Amarelos textura argilosa, quase sempre associados aos Latossolos Vermelho-Escuros textura média argilosa, e Areias Quartzosas. Em toda a região sedimentar do Planalto dos

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Parecis esta situação se repete, e a intensidade de ocorrência de cada uma destas classes relaciona-se ao posicionamento topográfico, ou seja nas regiões mais elevadas e planas aparecem os Latossolos de textura argilosa, e onde as superfícies estão mais rebaixadas, aparecem os Latossolos textura média associados às Areias Quartzosas ou vice-versa. É importante salientar que os Latossolos Vermelho-Escuros estão quase sempre coberto por vegetação de savana, enquanto os Latossolos Vermelhos-Amarelos estão na sua maior parte cobertos por vegetação de floresta.

Esta seção apresenta em grande parte a vegetação de Floresta, principalmente na Bacia Xingu, e em menor escala a vegetação tipo savana. Alguns rios da Bacia Xingu, apresentam em seus baixos cursos, leitos instalados em vales de fundo plano, onde ocorrem solos hidromórficos, principalmente Glei Pouco-Húmico Distrófico, associados a solos Aluviais, provenientes de sedimentos muito recentes do Quaternário-Aluviões Atuais.

A segunda seção - Compreende a parte que se estende para oeste, a partir da margem esquerda do Rio Teles Pires. Apresenta altimetria que varia de 400 a 600m. Encontra-se também esculpida, em sua maior parte, sobre os arenitos do Grupo Parecis-Formações Utiariti e Salto das Nuvens e parte da Cobertura Detrito-Laterítica.

Os solos que aí se formam são representados pelos Latossolos Vermelho-Amarelos distróficos, textura média e pelas Areias Quartzosas álicas, dominantemente, ocorrendo ou não associações com Latossolos de textura argilosa, em função do maior ou menor desgaste erosivo da superfície do planalto. As areias Quartzosas tem seus domínios mais a oeste desta seção e apresentam-se sob cobertura de savana, enquanto os Latossolos estão mais a leste e apresentam-se quase sempre cobertos por Floresta.

A terceira seção - foi denominada Planalto de Tupirapuã, estando bem delimitado por escarpas erosivas a Norte e estruturais a Sul, formas tubulares, moldado em rochas de Formação Tupirapuã-Cretáceo, e do Grupo Parecis-Formação Salto das Nuvens.

Em função das diferentes Litologias, originam-se solos com características distintas. Os sedimentos da formação Salto das Nuvens originam solos pobres, com elevados teores de alumínio trocável, acentuadamente drenados, de alta lixiviação, representados pelos Podzólicos Vermelho-Amarelos álicos textura média e Areias Quartzosas álicas, enquanto sobre as rochas Formação Tapirapuã, encontram-se solos com ótimas características físicas, porém de baixa fertilidade natural, representados pelo Latossolo Roxo distrófico, que aparece associado a Terra Roxa Estruturada distrófica e Terra Roxa Estruturada distrófica latossólica.

A quarta seção - denominada Planalto do Alto Jauru - Rio Branco, localiza-se na extremidade meridional do Planalto dos Parecis. Corresponde a rampa dissecada elaborada

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em litologias pré-cambrianas do Complexo Xingu. Nos limites com a chapada, a Norte, tem altimetria em torno de 600m e diminui gradativamente para Sul, até atingir 300m.

O solo dominante é o Podzólico Vermelho-Amarelo tanto eutrófico quanto distrófico. Os eutróficos estão localizados mais ao Norte desta seção, constituindo os solos de maior potencial agrícola de toda a área mapeada , associados principalmente ao Brunizém Avermelhado e Terra Roxa Estruturada eutrófica sob cobertura vegetal de Floresta. Os distróficos, localizados mais ao Sul da seção, apresentam excessiva presença de cascalhos, aparecendo associados a solos Litólicos sob vegetação de savana.

3.2.2 - Planalto dos Guimarães

Esta unidade abrange todo o setor sudeste da área apresentando características topográficas e geométricas muito distintas, dividindo-se em três subunidades:

Chapada dos Guimarães - apresenta altitudes de 600 a 800m, correspondendo à extensa área de relevos aplanados. A sua superfície foi moldada principalmente nos sedimentos do Terciário-Quaternário-Cobertura Detrito-Laterítica, que se originam Latossolos Vermelhos-Amarelos e nos arenitos da Formação Bauru onde se originam as Areias Quartzosas. Estas com ocorrência restrita às partes mais dissecadas da superfície. Ambos sob vegetação savana.

Planalto do Casca - com altimetria variando de 350 a 600m. Foi elaborada basicamente sobre rochas das Formações Bauru, Botucatu e, mais a Noroeste, rochas do Grupo Cuiabá. A partir das rochas das Formações Botucatu e Bauru formaram-se as Areias Quartzosas, ocorrendo pequenas manchas de Latossolo Vermelho-Amarelo nas partes mais conservadas, e, nas serras constituídas por relevos residuais, que fazem o contato do Planalto do Casca com a Chapada dos Guimarães, formaram-se solos Concrecionários e solos Litólicos. Relacionados às rochas do Grupo Cuiabá, em relevo bem mais dissecado, predominando formas mais aguçadas, formaram-se os Podzólicos Vermelhos-Amarelos. A vegetação é predominantemente savana.

Planalto dos Alcantilados - localiza-se na parte sudeste, estendendo-se para o Sul da área de estudo, com altitudes entre 300 e 650m, constituído por litologias das Formações Furnas, Ponta Grossa, Bauru e Botucatu. As diferenças litológicas, aqui, interferem nas condições geomorfológicas e pedológicas. Assim, nas áreas de relevo de formas convexas, relacionados às litologias da Formação Ponta Grossa, predominam os Podzólicos Vermelho-Amarelos eutróficos, sob vegetação de Floresta Estacional, enquanto nos relevos tabuliformes predominam as Areias Quartzosas associadas aos Solos Concrecionários cobertos por savana, relacionados às litologias da Formação Aquidauana. Nas partes de relevo mais aguçados ocorrem os solos Litólicos.

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3.2.3 - Planaltos Residuais do Alto Guaporé

Compreende os conjuntos serranos situados a sudoeste do Planalto dos Parecis, constituído pelas serras de São Vicente, do Borda, Azul, do Caldeirão e Santa Bárbara. A altimetria varia de 300 a 900m. Geologicamente, estão moldados em litologias do Grupo Aguapei-Formação Morro Cristalino, vale da Promissão e Fortuna. O solos Litólicos aparecem com grande freqüência, encontrando-se também muitos afloramentos rochosos desnudos, formando lageados. Em pontos localizados, existem formas conservadas com superfícies tabulares erosivas, onde se situam as altitudes máximas, encontrando-se aí Latossolos Vermelho-Amarelos e Podzólicos Vermelho-Amarelos. A vegetação no topo é graminosa e, nos vales, arbustiva, porém não chegando a construir mata de galeria.

3.2.4 - Planaltos Residuais da Amazônia Meridional

Essa unidade de relevo caracteriza-se pela presença de inúmeros blocos de relevo residuais, distribuídos esparsamente em todo o extremo Norte do Estado de Mato Grosso. Desse grande compartimento integram diversos blocos serranos constituídos pelas Serras e Chapadas do Cachimbo, Serra dos Caiabis, Chapada de Dardanelos e Serra dos Apiacás, as quais se destacam pela extensão que atingem, bem como pelos grandes condicionamentos estruturais a que se submetem. Esses conjuntos serranos emergem de vasta superfície rebaixada que os circunda e que foi denominado Depressão da Amazônia Meridional. Em geral, atingem altitude média em torno de 400 a 600m.

Serras e Chapadas do Cachimbo - Constitui uma extensa superfície em rampa talhada em litologias do Grupo Beneficiente (arenitos e metarenitos, siltitos e metassiltitos, folhelhos e argilitos). Um extensa e nítida escarpa de falha marca a presença de rochas vulcânicas. Ocorrem nesta unidade solos como os Litólicos, Latossolo Vermelho-Amarelo e Areias Quartzosas em maior extensão.

Serra dos Caiabis - As bordas acham-se parcialmente conservadas e na parte ocidental marcam nítidos patamares estruturais esculpidos nas Formações Dardanelos e Arinos (noritos, gabros e basaltos) do Grupo Caiabis. Os solos que se formam são predominantemente Litólicos nas bordas e Areiais Quartzosas na depressão interior, ocorrendo também o Latossolo Vermelho-Amarelo, o Latossolo Vermelho-Escuro, a Terra Roxa Estruturada e mais raramente solos concrecionários Lateríticos Indiscriminados.

Chapada de Dardanelos - A parte centro Norte desta subunidade apresenta certo grau de conservação e corresponde à litologia da Formação Dardanelos, enquanto que a área Sudoeste apresenta-se mais dissecada, revelando estruturas dobrados do Grupo Beneficiente. Ocorrem extensas áreas de Latossolo Vermelho-Amarelo e Latossolo

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Vermelho-Escuro, e em menores áreas Cambissolo, Solos Litólicos e Solos Concrecionados Lateríticos Indiscriminados, cobertos principalmente de Floresta Estacional.

Serra dos Apiacás - A parte interior constitui-se de rochas vulcânicas. Nesta subunidade formam-se freqüentemente solos Litólicos e Podzólicos Vermelho-Amarelos nos topos menos consevados, enquanto nos mais conservados formam-se os Latossolos Vermelho-Amarelos e Areias Quartzosas.

3.2.5 - Província Serrana

Área de relevo dobrado, caracterizada por uma sucessão de anticlinais e sinclinais alongadas, posicionadas entra a dobra Sul da Plataforma do Guaporé e a extremidade noroeste da bacia do Paraná. A altimetria varia de 300 a 700m e geologicamente constitui-se de um espesso pacote de rochas cambrianas do Grupo Alto Paraguai-Formações Diamantino, Sepotuba, Raizana, Araras, Puga e Bauxi. Os solos que aí ocorrem apresentam estreita ralação com as formas de relevo, estando nas partes mais aguçadas com declives mais fortes, os solos Litólicos, enquanto nas mais aplanadas com menores alternativas a dominância é dos Podzólicos Vermelho-Amarelos. Condicionados pela presença do calcário da Formação Araras, estão os solos eutróficos. A vegetação nas partes mais elevadas é do tipo savana, enquanto nos trechos rebaixados, em fundo de vales, ocorrem formações florestais.

3.2.6 - Depressão Interplanáltica de Paranatinga

Posiciona-se entre as cristas alongadas da Província Serrana e os Planaltos dos Parecis e dos Guimarães. Apresenta litologias da Formação Diamantino-Grupo Alto Paraguai e os solos que aí se formam são basicamente Cambissolos e Podzólicos Vermelho-Amarelos, sendo que em locais muito rebaixados encontra-se a presença de Laterita Hidromórfica e Podzólico Vermelho-Amarelo plíntico, em menor escala. A vegetação é dominantemente do tipo savana.

3.2.7 - Depressão do Rio Paraguai

Corresponde à extensa área rebaixada e drenada pelos tributários de alto curso do rio Paraguai. A unidade apresenta diferenças regionais nas feições geomórficas e comporta altimetriais distintas, ressaltando dois compartimentos de relevo bem individualizado: Depressão Cuiabana e Depressão do Alto Paraguai.

Depressão Cuiabana - compreende uma área rebaixada localizada entre o Planalto dos Guimarães e a Província Serrana. A altimetria está em torno de 200m no limite sul e atinge 450m no alto Vale dos Rios Cuiabá e Manso. Os relevos que aí ocorrem foram

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modelados em litologias do Grupo Cuiabá, originando no relevo de formas tabulares os solos Litológicos concrecionários e a Nordeste, na região do vale do Rio Manso, os Cambissolos, que ocorrem associados a Solos Litólicos e Solos Concrecionários. Mais raramente em áreas conservadas são encontrados Latossolo Vermelho-Amarelo e Podzólico Vermelho-Amarelo. A vegetação é dominantemente savana. A sudoeste, onde ocorre relevo aplanado, moldado principalmente em sedimentos quaternários, há ocorrência de solos hidromórficos, principalmente a Laterita Hidromórfica.

Depressão do Alto Paraguai - apresenta altimetria entre 100 e 300m. Compreende a extensa área drenada pelo alto curso do Rio Paraguai e seus afluentes. Observa-se duas fisionomias distintas que se individualizam mais pelas diferenças litológicas e pela organização das drenagens do que pelas formas de relevo, estando separadas, aproximadamente, pela Serra Olho-D'água.

A depressão entre a serra Olho-D'água e a Província Serrana é preenchida por sedimentos quaternários da Formação Pantanal, onde se instalam o Rio Paraguai e seus afluentes. Sobre estes sedimentos originam-se Areias Quartzosas e Latossolos Vermelho-Amarelos textura média e secundariamente Podzólicos Vermelho-Amarelos textura média, relacionados às litologias da Formação Sepotuba do Grupo Alto Paraguai, próximo às escarpas do Planalto de Tapirapuã. Ocorre vegetação tanto do tipo savana como Floresta Estacional.

O outro trecho de Depressão está situado entre as serras Olho-D'água e Roncador, Planalto dos Parecis e o Interflúvio rebaixado Guaporé-Jauru. Apresenta litologias pré-cambrianas do complexo Xingu que originam os Podzólicos Vermelho-Amarelos eutróficos associados a Terra Roxa Estruturada eutrófica e Brunizém Avermelhado sob vegetação de Floresta.

3.2.8 - Depressão do Guaporé

Situa-se na região sudoeste da área de estudo, acompanhando todo o vale do rio Guaporé. Possui altimetria que varia de 220 a 350m. Constitui-se de material inconsolidado - Aluviões Atuais das planícies de inundações do rio Guaporé, sedimentos quaternários da Formação Guaporé e litologias pré-cambrianas do Complexo Xingu. Os processos erosivos, que elaboram esta depressão, rabaixaram indistintamente diferentes tipos de litologias. Os sedimentos da Formação Guaporé originaram um relevo plano com altitude média na ordem de 200m, onde ocorrem os Latossolos e Podzólicos Vermelho-Amarelos, ambos de textura média, sob cobertura vegetal de Floresta.

3.2.9 - Depressão da Amazônia Meridional

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Esta unidade extrapola-se além do Norte da fronteira Mato-grossense. Estende-se desde a borda Sul da bacia sedimentar do Amazonas, vindo terminar ao sopé das escarpas do Planalto dos Parecis a Sul e a Leste com as Depressões do Araguaia-Tocantins nas divisas dos estados de Goiás e Tocantins. Encontra-se posicionada entre 200 a 300m de altitude.Caracteriza-se pela predominância de formas dissecadas com topos convexos, talhado sobre rochas do Complexo do Xingu, da Formação Dardanelos (quartizitos, conglomerados, arenitos) e rochas da Formação Iriri (riolitos e dacitos) que originam solos como Podzólico Vermelho-Amarelo, Areias Quartzosas e Solos Litólicos, tendo vegetação em grande domínio de Floresta Tropical.

3.2.10 - Depressão do Araguaia

A depressão compreende uma vasta superfície rebaixada com altimetrias que variam de 200 a 300m. Acha-se mais conservada a Oeste do rio Araguaia. A unidade envolve litologias variadas, porém predominantes pré-cambrianas do Complexo Xingu e Grupo Tocantins. Os solos Podzólicos Vermelho-Amarelos e Concrecionários são predominantes na área e secundariamente ocorre o Latossolo Vermelho-Amarelo, sobre os quais se desenvolveram vegetação de Floresta Aberta e Savana.

3.2.11 - Planícies e Pantanais do Médio e Alto Guaporé

Formada por extensa área plana, com altitude entre 180 e 220m, constituída de sedimentos quaternários da Formação Guaporé. Corresponde expressivas áreas de acumulação, freqüentemente sujeitas a inundações fluviais e pluviais. Os solos aí encontrados foram classificados como Laterita Hidromórfica, Glei Pouco Húmico e Areias Quartzosas Hidromórficas. A vegetação é de Savana Parque.

3.2.12 - Planícies e Pantanais Mato-Grossenses

Situa-se na região Centro-Sul da área em estudo, acompanhando as margens do rio Cuiabá. Consitui outra unidade com características sujeitas a inundações periódicas. A altimetria varia entre 140 a 150m e geologicamente é caracterizada por Aluviões Atuais. O solo predominante nesta unidade é o Glei Pouco Húmico sob vegetação de Savana Parque.

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3.3 - Solos de Comportamento Laterítico de Maior Ocorrência no Estado de Mato Grosso de Interesse Rodoviário

Os solos tropicais são aqueles que apresentam propriedades e comportamento caracterizados pelos processos geológicos e pedológicos típicos das regiões tropicais úmidas. Entretanto, para que um solo seja considerado tropical não basta que tenha sido formado na faixa tropical ou em regiões de clima tropical. É indispensável que possua características de interesse geotécnico.

O solo superficial ou pedogenético é aquele que apresenta características decorrentes da atuação de processos pedogenéticos. Em condições naturais são os horizontes A e B pedológicos.

Duas grandes classes de solos tropicais se destacam: solos lateríticos e solos saprolíticos.

O solo laterítico é o solo de comportamento geotécnico laterítico. Deve possuir uma série de propriedades que levam a classificá-lo como solo de comportamento laterítico segundo a classificação MCT. Pedologicamente o solo laterítico é uma variedade de solo superficial pedogenético, típico das partes bem drenadas das regiões tropicais úmidas.

O solo saprolítico é aquele que resulta da decomposição e desagregação “in situ” da rocha, mantendo ainda de maneira nítida, a estrutura (ou fábrica) da rocha que lhe deu origem. É portanto, um solo genuinamente residual.

Os solos superficiais lateríticos apresentam perfis naturais caracterizados pedologicamente por conterem horizontes B Latossólicos ou Texturais.

• B Latossólicos - Latossolos

• B Texturais - Solos Podzólicos e Terras Roxas Estruturadas

Latossolos

− Pequena diferenciação de horizontes;

− Predominância das cores vermelha, amarela e bruna;

− Grande espessura (até mais de 10 m);

− Elevada porosidade e permeabilidade, com agregação bem desenvolvida (torrões distintos);

− Variedades granulométricas, desde argila até areia argilosa;

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− Principais grupos pedológicos: Latossolo Vermelho-Amarelo, Vermelho Escuro e Roxo (terra rôxa).

Solos Podzólicos

− Horizontes com separação bem nítida, apresentando horizonte B textural, ou seja, mais rico em argila que o horizonte A;

− Predominância das cores vermelha e amarela;

− Espessura desde menos de 1 m até alguns metros;

− Estrutura possuindo torrões bem desenvolvidos nas variedades argilosas e presença de cerosidade (superfície argilosa brilhante);

− Drenagem geralmente prejudicada pela presença de horizonte argiloso;

− Granulometria variada, desde variedades arenosas até argilosas;

− Grupos pedológicos mais frequentes: Podzólico Vermelho-Amarelo, Vermelho Escuro e Amarelo.

Terras Roxas Estruturadas

− Horizonte B textural;

− Granulometria típica de argila, com agregação muito desenvolvida formando blocos que se desagregam inteiramente quando expostos às intempéries;

− Porosidade aparente e permeabilidade elevadas;

− Cerosidade muito nítida;

− Elevada porcentagem de óxidos de ferro (magretita e ilmenita) associando-se às rochas básicas;

− Principais grupos pedológicos: Terra Roxa Estruturada e Terra Bruna Estruturada.

A característica estrutural mais notável do horizonte saprolítico é a de possuir estrutura herdada do maciço de rocha que lhe deu origem. Por exemplo, se o maciço da rocha matriz for estratificado ou dobrado, o horizonte saprolítico também terá camadas estratificadas ou dobradas.

As principais rochas que dão origem aos solos saprolíticos:

− Granitos: matacões (blocos esferoidais) de diâmetros variados.

− Basaltos: camadas plano-horizontais.

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− Gnaisses e Filitos: camadas inclinadas e dobradas.

− Arenitos: camadas plano-paralelas horizontais ou suavemente dobradas ou inclindas.

− Folhelhos: semelhante aos arenitos, camadas com estratificações concordantes.

Linha de Seixos

Uma linha de pedregulho que limita a superfície inferior do horizonte superficial é a linha de seixos. É mais frequente e desenvolvida nos solos lateríticos. Significa descontinuidade genética no perfil.

Geralmente o solo sobrejacente tem origem diferente do subjacente.

Abaixo da linha de seixos, tanto pode-se ter solo saprolítico como solo transportado.

• Se for saprolítico - o solo de cima será certamente transportado com propriedades bem diferentes.

• Se for transportado - o solo de cima será outro solo transportado com características também diferentes.

A origem da linha de seixos pode ser:

• Pelo coluviamento superficial - deslocamento lento ao longo de encostas devido à ação da gravidade.

• Pela mudança de clima seco para úmido, desenvolvendo nova superfície ao terreno.

O Projeto RADAMBRASIL desenvolveu estudos de levantamentos pedológicos das principais ocorrências de solos no Estado de Mato Grosso. Os seguintes solos de comportamento laterítico destacam-se pela grande ocorrência (RADAMBRASIL, 1982):

• Latossolo Vermelho-Amarelo

• Latossolo Vermelho-Escuro

• Podzólico Vermelho-Escuro

• Podzólico Vermelho-Amarelo

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3.3.1 - Latossolo Vermelho-Amarelo

São solos minerais, caracterizados por apresentarem horizonte B Latossólico, com teores de Fe2O3 inferiores a 9% para textura argilosa. De modo geral são solos profundos a muito profundos, bem drenados, bastante permeáveis, muito porosos e com pouca diferenciação textural entre os horizontes. Apresentam avançado estágio de intemperismo e processo intensivo de lixiviação, resultando no predomínio de minerais de argila do tipo 1:1 e sesquióxidos na composição da fração coloidal e baixa quantidade de minerais pouco resistentes ao intemperismo. A maioria apresenta Ki<1,0.

Ocupam aproximadamente 77.600 Km2 de área no Planalto dos Parecis, 8.400 Km2 no Planalto dos Guimarães e 4.200 Km2 na Depressão do Alto Paraguai, constituindo-se na classe de maior ocorrência do Estado de Mato Grosso.

A Tabela 3.1 apresenta a granulometria de 15 pontos destes solos.

Tabela 3.1 - Granulometria dos Latossolos Vermelho-Amarelo (RADAMBRASIL, 1982)

Areia Grossa (%) Areia Média (%) Areia Fina (%) Silte (%) Argila (%)2,0 - 0,5 mm 0,5 - 0,25 mm 0,25 - 0,05 mm 0,05 - 0,002 mm < 0,002 mm

Horizonte Horizonte Horizonte Horizonte HorizonteA B A B A B A B A B

1 1,30 0,90 12,20 10,00 30,10 27,40 14,00 13,90 41,90 47,80 2 1,00 1,10 22,00 19,00 59,20 58,30 5,00 5,00 12,80 16,60 3 0,30 0,10 8,70 7,20 74,20 71,30 6,00 7,30 10,20 14,10 4 0,70 0,40 7,00 5,40 28,00 24,30 8,40 10,90 55,90 59,00 5 0,30 0,60 21,00 20,20 66,00 60,10 4,00 4,70 8,70 14,40 6 8,40 4,90 11,20 9,00 17,80 20,00 17,90 18,00 44,70 48,10 7 4,80 5,20 7,80 7,00 11,60 12,00 12,30 10,20 63,50 65,60 8 1,00 0,80 26,60 22,30 49,60 45,40 5,70 5,80 17,10 25,70 9 1,70 0,50 6,40 2,70 13,00 7,80 27,70 12,70 56,20 76,30 10 0,90 0,90 13,70 10,90 31,20 26,00 13,90 10,20 44,70 52,00 11 3,00 3,00 37,00 33,60 41,20 40,50 4,60 4,10 14,20 18,80 12 1,10 0,90 11,00 7,70 16,30 12,20 16,10 10,80 55,50 68,40 13 1,70 2,30 18,90 17,00 40,40 38,40 11,50 8,00 27,50 34,30 14 1,10 0,60 13,20 9,00 24,00 20,00 10,30 10,20 50,00 60,20 15 2,10 1,40 10,40 5,90 16,70 14,00 16,90 14,30 53,90 64,40

Ponto

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3.3.2 - Latossolo Vermelho-Escuro

Solos minerais caracterizados por apresentarem horizonte B Latossólico, com teores de Fe2O3 entre 9 e 18% para textura argilosa.

Apresentam-se muito semelhantes em características físicas, químicas e morfológicas aos Latossolos Vermelho-Amarelo de materiais originários similares.

Ocorrem praticamente em toda a região sedimentar dos Planaltos dos Parecis e dos Guimarães, hora como dominantes e hora como subdominantes nas unidades de mapeamento, ocupando uma área de aproximadamente 36.000 Km2.

A Tabela 3.2 apresenta a granulometria de 12 pontos representativos destes solos.

Tabela 3.2 - Granulometria dos Latossolos Vermelho-Escuro (RADAMBRASIL, 1982)

Areia Grossa (%) Areia Média (%) Areia Fina (%) Silte (%) Argila (%)2,0 - 0,5 mm 0,5 - 0,25 mm 0,25 - 0,05 mm 0,05 - 0,002 mm < 0,002 mm

Horizonte Horizonte Horizonte Horizonte HorizonteA B A B A B A B A B

1 0,70 0,50 15,70 14,00 62,80 59,90 6,30 7,60 14,50 18,00 2 0,70 0,20 12,30 11,70 72,30 67,20 6,60 8,50 8,10 12,40 3 0,30 0,40 8,50 7,30 71,80 66,20 8,00 7,00 11,40 19,10 4 1,30 0,70 40,40 33,20 46,00 44,30 3,20 7,80 9,10 14,00 5 0,80 0,50 12,30 10,50 49,30 44,00 7,00 6,60 30,60 38,40 6 1,10 0,50 6,30 3,50 13,30 10,00 20,60 17,70 58,70 68,30 7 1,30 0,80 9,70 6,70 17,90 13,80 18,50 11,40 52,60 67,30 8 1,20 0,90 11,30 13,30 61,00 56,50 17,00 16,10 9,50 13,20 9 1,30 1,30 19,90 20,10 60,60 57,50 4,30 8,70 10,90 12,40 10 2,60 2,50 17,40 12,80 31,60 26,20 13,30 9,30 35,10 49,20 11 2,30 4,20 27,00 23,50 41,40 34,40 10,00 6,40 19,30 31,50 12 2,50 2,90 2,30 2,20 9,00 8,50 24,10 22,20 61,50 64,50

Ponto

3.3.3 - Podzólico Vermelho-Escuro

São solos minerais caracterizados por apresentarem horizonte B textural evidenciada por visível cerosidade nas superfícies de contato das unidades estruturais. Aparecem argilas do tipo 1:1 de baixa atividade. Na formação do Complexo Xingú, sob vegetação de floresta, há dominância de solos profundos mais avermelhados. É comum a ocorrência de solos cascalhantes, constatando-se também solos concrecionários.

117

Sobre a Formação Diamantino, com vegetação de savana, na parte oeste da Depressão Interplanáltica de Paranatinga, numa área aproximada de 1.200 Km2, os solos são raros e bastante suscetíveis à erosão, evidenciada pela presença constante de sulcos e voçorocas.

Na Formação Aquidauana, no Planalto dos Alcantilados, com vegetação de Floresta (município de Jaciara), ocorrem indistintamente solos cascalhentos, verificando-se como subdominantes solos conscecionários, cujas concreções são originadas no endurecimento das acumulações de ferro no material de origem.

Esses solos estão concentrados a sudoeste do Estado de Mato Grosso, abrangendo parte dos municípios de Cáceres, Vila Bela e Barra do Bugres, perfazendo um total aproximado de 14.000 Km2.

A Tabela 3.3 mostra a granulometria de 6 pontos representativos destes solos.

Tabela 3.3 - Granulometria dos Podzólicos Vermelho-Escuro (RADAMBRASIL, 1982)

Areia Grossa Areia Média Areia Fina Silte Argila2,0 - 0,5 mm 0,5 - 0,25 mm 0,25 - 0,05 mm 0,05 - 0,002 mm < 0,002

Horizonte Horizonte Horizonte Horizonte HorizonteA B A B A B A B A B

1 8,00 4,90 8,40 4,80 38,50 28,80 27,80 18,00 17,30 43,70 2 1,20 0,70 20,50 13,80 66,20 46,00 8,80 7,70 3,10 31,80 3 0,90 0,40 0,80 0,40 2,60 3,00 31,20 26,80 64,50 69,40 4 3,00 1,60 9,70 5,10 33,20 21,80 37,60 15,70 16,50 56,00 5 3,80 2,10 13,10 8,80 31,80 24,50 25,50 16,60 25,80 48,00 6 6,60 3,00 6,80 3,60 16,40 10,10 36,90 19,70 33,30 63,60

Ponto

3.3.4 - Podzólico Vermelho-Amarelo

Esta classe de solos é originada de diferentes litologias, o que confere características muito diversificadas aos mesmos.

Os solos que ocorrem no sudoeste do Estado nas Depressões do Guaporé e do Alto Paraguai, a leste na Depressão Interplanáltica de Paranatinga e a norte da cidade de Tangará da Serra perfazem uma área aproximada de 11.600 Km2 e não apresentam outras características marcantes.

Os que ocorrem no município de Cáceres (sudoeste do Estado) e a sul da cidade de Jauru, sobre litologias do Complexo Xingu, caracterizam-se por serem cascalhentos e/ou concrecionários em sua quase totalidade, ocupando uma área de 3.200 Km2.

118

Os relacionados a rochas do Grupo Cuiabá, na Depressão Cuiabana estão geralmente associados a solos concrecionários e solos litólicos, enquanto os formados de Rochas do Grupo Alto Paraguai são cascalhentos na maioria. Ocupam uma área aproximada de 3.700 Km2.

A tabela 3.4 apresenta a granulometria de 8 pontos representativos destes solos.

Tabela 3.4 - Granulometria dos Podzólicos Vermelho-Amarelo (RADAMBRASIL, 1982)

Areia Grossa Areia Média Areia Fina Silte Argila2,0 - 0,5 mm 0,5 - 0,25 mm 0,25 - 0,05 mm 0,05 - 0,002 mm < 0,002

Horizonte Horizonte Horizonte Horizonte HorizonteA B A B A B A B A B

1 3,60 3,00 31,30 28,60 53,60 51,00 3,20 4,60 8,30 12,80 2 17,20 12,90 19,80 14,60 34,50 34,90 17,20 20,00 11,30 17,90 3 3,50 4,10 32,80 27,90 40,40 35,90 7,30 8,50 16,00 23,60 4 7,80 4,70 27,50 20,40 51,40 49,60 7,00 11,50 6,30 13,80 5 3,50 1,10 1,40 0,50 22,90 23,30 40,10 35,50 32,00 40,60 6 2,50 1,90 9,50 5,90 59,10 49,90 11,50 11,40 17,40 34,90 7 5,20 4,40 27,70 21,40 43,10 41,70 13,10 15,50 10,90 17,00 8 12,90 4,10 15,30 6,00 18,20 13,90 26,90 24,00 26,70 52,00

Ponto

119

3.4 - Análise Granulométrica dos 4 Solos de Comportamento Laterítico

As tabelas 3.5 e 3.6 mostram a Média, o Desvio Padrão e o Coeficiente de Variação das frações granulométricas dos 4 solos de maior ocorrência no Estado de Mato Grosso e de comportamento laterítico, definidos no item 3.3.

Tabela 3.5 - Granulometria dos Solos de Mato Grosso - Horizonte A

Solo Estatística Areia Grossa (%) Areia Média (%) Areia Fina (%) Silte (%) Argila (%)Média 2 15 35 12 36

D. Padrão 2 8 20 6 20C. Var 100 53 57 50 55Média 1 15 45 12 27

D. Padrão 1 10 22 7 20C. Var 100 66 49 58 74Média 4 10 32 29 27

D. Padrão 3 6 21 10 21C. Var 75 60 66 34 78Média 7 21 40 16 16

D. Padrão 5 11 14 12 9C. Var 71 52 35 75 56

1. LV(15 pts.)

2. LE(12 pts.)

3. PE(06 pts.)

4. Pv(08 pts.)

Tabela 3.6 - Granulometria dos Solos de Mato Grosso - Horizonte B

Solo Estatística Areia Grossa (%) Areia Média (%) Areia Fina (%) Silte (%) Argila (%)Média 3 12 32 10 43

D. Padrão 3 8 20 4 22C. Var 100 67 62 40 51Média 1 13 41 11 34

D. Padrão 1 9 22 5 23C. Var 100 69 54 45 68Média 2 6 22 17 53

D. Padrão 1 4 15 6 14C. Var 50 67 68 35 26Média 5 16 37 16 26

D. Padrão 3 10 13 10 14C. Var 60 62 35 62 54

1. LV(15 pts.)

2. LE(12 pts.)

3. PE(06 pts.)

4. Pv(08 pts.)

Da análise destas tabelas, verifica-se que o Latossolo Vermelho-Amarelo (LV - Solo 1), apresenta-se muito argiloso, sendo que o horizonte B é mais argiloso que o horizonte A, e a fração areia que predomina nos dois horizontes é a Areia Fina, não apresentando praticamente Areia Grossa.

120

O Latossolo Vermelho-Escuro (LE - Solo 2), é mais arenoso, com nítida predominância de Areia Fina e Média nos dois horizontes A e B, sem apresentar Areia Grossa.

O Podzólico Vermelho-Escuro (PE - Solo 3), é muito argiloso, sendo que o horizonte B é bem mais argiloso que o A.

O Podzólico Vermelho-Amarelo (PV - Solo 4), é arenoso, predominando a Areia Fina nos horizontes A e B.

A tabela 3.7 apresenta os percentuais das areias somados, bem como os percentuais de silte e argila também somados, para posterior comparação com os solos estudados. O intervalo de confiança foi obtido pela distribuição “t de Student” para um risco de 5% ou confiabilidade de 95%:

x t sN

x t sN

−−

< < +−0 975 0 9751 1, ,µ

sendo: x = média

s = desvio padrão

N = Nº de pontos das amostras

µ = intervalo de confiança

t0,975 = tabela (distribuição t de Student)

Tabela 3.7 - Percentuais de Areia e de Silte + Argila dos Quatro Solos de

Comportamento Laterítico de Maior Ocorrência no Estado de Mato

Grosso

% Areia (2,0 - 0,05 mm) % Silte + Argila (< 0,05 mm)Horizonte A Horizonte B Horizonte A Horizonte B

Média 51,7 45,8 45,3 54,1D. Padrão 24,3 24,8 23,0 24,9Intervalo Conf. 37,8 < µ < 65,6 31,6 < µ < 60,0 32,2 < µ < 58,4 39,9 < µ < 68,3Média 61,3 55,2 38,6 44,8D. Padrão 26,4 26,0 26,4 26,0Intervalo Conf. 43,8 < µ < 78,8 38,0 < µ < 72,4 21,1 < µ < 56,1 27,6 < µ < 52,0Média 45,2 30,6 54,7 69,4D. Padrão 27,7 19,5 27,7 19,5Intervalo Conf. 13,4 < µ < 77,0 8,2 < µ < 53,0 22,9 < µ < 86,5 47,0 < µ < 91,8Média 68,0 57,7 32,0 42,9D. Padrão 20,7 21,8 20,7 22,1Intervalo Conf. 49,5 < µ < 86,5 38,3 < µ < 77,1 13,5 < µ < 50,5 23,2 < µ < 62,6

Solo Estatística

1. LV(15 pontos)

2. LE(12 pontos)

3. PE(6 pontos)

4. PV(8 pontos)

121

CAPÍTULO 4

Os Solos Utilizados no Presente Estudo

4.1 - Introdução

Os trechos selecionados para o levantamento funcional e análise estrutural foram 8

segmentos homogêneos de 400 m de extensão, em tangente e em aterro, representativos

das 5 rodovias federais pavimentadas do Estado de Mato Grosso (ver Fig. 4.1), onde a

estrutura do pavimento é essencialmente constituída de materiais lateríticos. Em cada

segmento (estação) foi aberta uma trincheira de amostragem com dimensões de 120 x 70

cm, na trilha externa da pista de rolamento, em uma estaca que apresentasse deflexão

média representativa do trecho. A trincheira identifica a espessura do revestimento, da base,

da sub-base e avança 30 cm no subleito. Em cada amostra de solo, obtinha-se a umidade e

densidade de campo. Todas as Estações situam-se na região do Estado de Mato Grosso

que apresenta clima Tropical, Quente e Subúmido (Fig. 3.3).

• Estação 100

BRs-174/364, trecho Pontes e Lacerda - Comodoro, próximo à Pontes e Lacerda, com

pavimento constituído por: base e sub-base de solo laterítico “in natura”, espalhado na

pista sem mistura, revestimento de TSD de 1982, sem recapeamento, e VMD

estimado em 3.000 veículos. Esta Estação situa-se na região de relevo nº 8,

denominada Depressão do Guaporé (Fig. 3.4).

• Estação 200

BR-070, trecho Cuiabá - Cáceres, próximo do entroncamento com as Brs-163/364, em

Várzea Grande, com pavimento constituído por base e sub-base de solo laterítico “in

natura”, espalhado na pista sem mistura, revestimento de CBUQ de 1981, sem

recapeamento, e VMD de 3.000 veículos. Esta Estação em como a E-300 e a E-400,

situam-se na região de relevo nº 7, denominada de Depressão Cuiabana (Fig. 3.4).

• Estação 300

BRs-163/364, trecho Cuiabá - Jangada, próximo com a BR-070, em Várzea Grande,

com pavimento constituído por: base e sub-base de solo laterítico “in natura”,

espalhado na pista sem mistura, revestimento de CBUQ de 1982, sem recapeamento,

122

e VMD de 4.000 veículos.

• Estação 400

BRs-070/364, trecho Cuiabá - Jaciara, próximo a Cuiabá, com pavimento constituído

por: base e sub-base de solo laterítico “in natura”, espalhado na pista sem mistura,

revestimento de CBUQ de 1973 e recapeamento sucessivos de 1981 e 1989, e VMD

de 7.000 veículos.

• Estação 500

BR-070, trecho Cuiabá - Campo Verde, próximo a esta cidade, com pavimento

constituído por: base e sub-base de solo laterítico “in natura”, espalhado na pista sem

mistura, revestimento de TSD de 1985, sem recapeamento, e VMD na ordem de 700

veículos. Esta Estação, bem como a E-600, situam-se na unidade de relevo do Estado

de Mato Grosso nº 2, denominada Planalto dos Guimarães (Fig. 3.4).

• Estação 600

BRs-163/364, trecho Rondonópolis - Jaciara, nas proximidades de Rondonópolis onde

o pavimento tem a seguinte constituição: base e sub-base de solo laterítico “in natura”,

espalhado na pista sem mistura, revestimento inicial de CBUQ de 1973, e

recapeamentos também de CBUQ em 1981 e 1994, com VMD da ordem de 6.000

veículos.

• Estação 700

BR-158, trecho Barra do Garças - Nova Xavantina, próximo à Barra do Garças, com

pavimento constituído de: base e sub-base de solo laterítico “in natura”, espalhado na

pista sem mistura, revestimento de TSD de 1985, sem recapeamento, e VMD

estimado de 1.200 veículos. Esta estação situa-se na região de relevo nº 10,

denominada Depressão do Araguaia (Fig. 3.4)

• Estação 800

BR-163, trecho Sorriso - Sinop, nas proximidades da primeira, com pavimento

constituído por: base e sub-base de solo laterítico “in natura”, espalhado na pista sem

mistura, revestimento de TSD de 1983, sem recapeamento, e VMD aproximado de

2.000 veículos. Esta estação situa-se na unidade de relevo nº 1, denominada Planalto

dos Parecis (Fig. 3.4).

123

Figura 4.1 – Localização das 8 Estações de Estudo nas 5 Rodovias Federais Pavimentadas no Estado de Mato Grosso.

124

A Tabela 4.1 apresenta um resumo da localização dos segmentos escolhidos como

representativos das estradas, denominados de Estações, bem como o local das trincheiras

de coleta das amostras das camadas, retiradas e conduzidas aos laboratórios da COPPE e

IPR para ensaios.

Tabela 4.1 - Localização das Trincheiras (Furos) de sondagem para retirada de

amostras em pista de rodovia

Estação Furo/Local (MT) Trecho Rodovia Pista/Sentido

E-100 Pontes e Lacerda Pontes e Lacerda/ Comodoro BRs-174/364 Porto Velho/Cuiabá

E-200 Várzea Grande Várzea Grande/ Cáceres BR-070 Bolívia/Cuiabá

E-300 Várzea Grande Várzea Grande/ Jangada BRs-163/364 Santarém/Cuiabá

E-400 Cuiabá Cuiabá/Jaciara BRs-070/163/364 Cuiabá/ Campo Grande

E-500 Campo Verde Campo Verde/Cuiabá BR-070 Brasília/Cuiabá

E-600 Rondonópolis Rondonópolis/Jaciara BRs-163/364 Campo Grande/ Cuiabá

E-700 Barra dos Garças Barra dos Garças/ Nova Xavantina BR-158 Nova Xavantina/

Barra dos Garças

E-800 Sorriso Sorriso/Sinop BR-163 Santarém/Cuiabá

A Tabela 4.2 mostra o resumo dos perfis nos poços de sondagem como também

informações sobre o tipo de revestimento, recapeamentos executados nos trechos e volume

médio diário de veículos.

Cada trecho de 400 m foi submetido ao levantamento da condição de superfície

através do procedimento DNER-PRO 08/78, por 2 técnicos do IPR e pelo autor, durante o

mês de outubro/94.

Tabela 4.2 - Perfis das camadas, tráfego e tipo de revestimento nos locais das

trincheiras de amostragem

Revestimento Base Sub-base VMDEstação Tipo Constr. Recap. Espes.

(cm)Espes. (cm)

Espes. (cm)

(Veículo)

E-100 TSD 1982 ----- 2,5 16 20 3.000 E-200 CBUQ 1981 ----- 5,0 22 18 3.000 E-300 CBUQ 1982 ----- 5,0 18 14 4.000 E-400 CBUQ 1973 1981/1989 20,0 13 19 7.000 E-500 TSD 1985 ----- 2,5 17 13 700 E-600 CBUQ 1973 1981/1994 20,0 16 16 6.000 E-700 TSD 1985 ----- 2,5 20 19 1.200 E-800 TSD 1983 ----- 2,5 16 16 2.000

125

4.2 - Caracterização Tradicional, Compactação e CBR

Foram realizados ensaios de caracterização, de compactação e CBR das bases,

sub-bases e subleitos dos 8 furos de rodovias nas estações acima citadas. Estes ensaios

foram realizados no laboratório de geotecnia do IPR/DNER.

A Tabela 4.3 mostra os resultados dos ensaios dos solos dos 8 furos de rodovias:

granulometria, LL, IP e expansão. Apresenta também a classificação HRB e USCS, a

umidade ótima, a massa específica aparente seca máxima de compactação e o CBR. Para

base e sub-base foi empregado a energia de Proctor Intermediário e para subleito a de

Proctor Normal. O CBR foi realizado após imersão de 4 dias.

Nota-se os valores elevados de CBR para todas as camadas e subleitos, o que

ressalta a qualidade geotécnica dos solos tropicais. Todos esses solos são essencialmente

granulares, sem expansão e de baixa plasticidade.

As figuras 4.2, 4.3 e 4.4 mostram as granulometrias das bases, sub-bases e

subleitos. Os percentuais de pedregulho apresentam valores altos (acima de 60%) na

grande maioria dos solos. Abaixo deste valor apenas duas bases e duas sub-bases, mas

variando entre 50% a 60%. Um subleito apresenta-se com percentual de pedregulho em

torno de 40% e dois com percentuais menores que 10%.

Já os percentuais de areia das bases situam-se em torno de 20%, com apenas dois

solos ultrapassando este valor mas não chegando a 30%. Nas sub-bases situam-se um

pouco abaixo de 20%, mas com um solo entre 20% e 30% dois alcançando a marca de

60%.

Os percentuais da fração fina das bases situam-se em torno de 10%, com um solo

apenas alcançando 20%. Nas sub-bases, quatro solos apresentam 10% e os outros quatro

entre 15% e 20%. Nos subleitos a variação da fração fina é maior, a maioria com

percentuais próximos a 20%, mas três solos ultrapassam 30%.

Quanto às faixas granulométricas do DNER, a grande maioria dos solos enquadra-se

na faixa A. Apenas um solo de base (E-600) e dois solos de sub-base (E-500 e E-600)

pertencem à faixa B. Três solos de subleito (E-500, E-700 e E-800) são mais finos e não se

enquadram nas faixas A e B do DNER.

126

Tabela 4.3 - Resultado dos Ensaios de Caracterização dos Solos das Rodovias de Mato Grosso

GRANULOMETRIA (% Passando)φ (mm) FAIXA CLASSIFICAÇÃO COMPACTAÇÃOESTAÇÃO CAM. LL (%) IP (%) EXP (%) 1 1/2" 1" 3/4" 3/8" Nº 4 Nº 10 Nº 40 Nº 200 DNER HRB USCS hot (%) γs máx CBR (%)

38,1 25,4 19,1 9,5 4,8 2,0 0,42 0,075 (g/cm3)BA 22 7 0 100 98 93 72 50 33 23 12 A A-2-4 GC 7,3 2,16 55

E-100 SB 24 8 0 100 97 92 83 57 34 24 17 A A-2-4 GC 9,4 2,09 47SL 24 8 0 100 96 88 74 50 33 24 18 A A-2-4 GM 10,0 2,06 25BA 23 9 0 100 90 88 74 53 33 21 14 A A-2-4 GC 5,7 2,16 152

E-200 SB 21 5 0 100 93 89 73 48 28 19 11 A A-1-a GP-GC 4,8 2,25 156SL 22 5 0 100 100 91 79 52 32 24 13 A A-1-a GM 7,5 2,04 42BA 21 5 0 100 100 95 78 52 28 16 9 A A-1-a GP-GC 5,0 2,16 50

E-300 SB 17 3 0 100 94 90 73 48 29 20 10 A A-1-a GP-GC 7,0 2,12 107SL 24 6 0 100 97 94 77 57 39 30 18 A A-1-b GM 10,3 2,04 42BA NL NP 0 100 98 85 59 38 27 22 7 A A-1-a GP-GM 6,2 2,19 140

E-400 SB NL NP 0 100 100 87 61 45 35 32 11 A A-1-b GP-GM 7,4 2,14 117SL NL NP 0 100 96 82 56 40 34 31 13 A A-1-b GM 7,7 2,06 45BA 25 8 0,5 100 98 93 76 53 35 25 14 A A-2-4 GC 10,0 2,09 53

E-500 SB 25 8 0,6 100 100 97 87 67 51 37 18 B A-2-4 SM 9,2 2,12 70SL 26 9 0 100 100 100 99 98 91 69 31 * A-2-4 SM 11,5 1,88 64BA 21 7 0 100 100 99 92 58 30 25 13 B A-2-4 SM 7,1 2,30 75

E-600 SB 20 6 0 100 98 98 89 63 31 22 10 B A-1-a SM 6,4 2,37 85SL 19 5 0 100 97 94 82 51 30 24 11 A A-1-a SM 8,6 2,21 28BA 29 9 0 100 100 93 82 60 42 30 18 A A-2-4 SC 9,8 1,99 65

E-700 SB 31 11 0 100 94 79 65 46 31 24 16 A A-2-4 GC 10,1 2,02 85SL 21 8 0 100 100 100 100 99 95 75 34 * A-2-6 SM 11,4 1,98 15BA 28 3 0 100 98 91 76 58 51 45 23 A A-1-b GM 9,3 2,04 48

E-800 SB 25 7 0 100 97 84 61 46 41 37 19 A A-2-4 GM 10,2 2,03 74SL 32 12 0 100 96 88 73 64 59 55 33 * A-2-6 GM 13,7 1,80 16

127

Tabela 4.4 - Granulometria dos Solos de Bases

Estação % Pedregulho > 2,0 mm

% Areia 2,0 - 0,075 mm

% Fração Fina < 0,075 mm

E-100 67 21 12E-200 67 19 14E-300 72 19 9E-400 73 20 7E-500 65 21 14E-600 70 17 13E-700 58 24 18E-800 49 28 23

Tabela 4.5 - Granulometria dos Solos de Sub-bases

Estação % Pedregulho > 2,0 mm

% Areia 2,0 - 0,075 mm

% Fração Fina < 0,075 mm

E-100 66 17 17E-200 72 17 11E-300 71 19 10E-400 65 24 11E-500 49 33 18E-600 69 21 10E-700 69 15 16E-800 59 22 19

Tabela 4.6 - Granulometria dos Solos de Subleitos

Estação % Pedregulho > 2,0 mm

% Areia 2,0 - 0,075 mm

% Fração Fina < 0,075 mm

E-100 67 15 18E-200 68 19 13E-300 61 21 18E-400 66 21 13E-500 9 60 31E-600 70 19 11E-700 5 61 34E-800 41 26 33

128

0

10

20

30

40

50

60

70

80

E-100 E-200 E-300 E-400 E-500 E-600 E-700 E-800Estações

Porc

enta

gem

% Pedregulho > 2,0 mm

% Areia 2,0 - 0,075 mm

% Fração Fina < 0,075 mm

Figura 4.2 - Granulometria das Bases

0

10

20

30

40

50

60

70

80

E-100 E-200 E-300 E-400 E-500 E-600 E-700 E-800

Estações

Porc

enta

gem

% Pedregulho > 2,0 mm% Areia 2,0 - 0,075 mm% Fração Fina < 0,075 mm

Figura 4.3 - Granulometria das Sub-bases

0

10

20

30

40

50

60

70

E-100 E-200 E-300 E-400 E-500 E-600 E-700 E-800

Estação

Porc

enta

gem

% Pedregulho > 2,0 mm

% Areia 2,0 - 0,075 mm

% Fração Fina < 0,075 mm

Figura 4.4 - Granulometrias dos Subleitos

129

Tabela 4.7 - Porcentagem de Pedregulho

% Pedregulho (> 2,0 mm)

Média (x) Desvio Padrão (s) Intervalo de Confiança (µ)

Bases (8 pontos) 65 8 58 < µ < 72

Sub-bases (8 pontos) 65 8 58 < µ < 72

Subleitos (8 pontos) 48 27 25 < µ < 71

Tipo de Solo

Tabela 4.8 - Porcentagem de Areia

% Areia (2,0 - 0,075 mm)

Média (x) Desvio Padrão (s) Intervalo de Confiança (µ)

Bases (8 pontos) 21 4 18 < µ < 24

Sub-bases (8 pontos) 21 6 16 < µ < 26

Subleitos (8 pontos) 30 19 13 < µ < 47

Tipo de Solo

Tabela 4.9 - Porcentagem de Fração Fina

% de Fração Fina (< que 0,075 mm)

Média (x) Desvio Padrão (s) Intervalo de Confiança (µ)

Bases (8 pontos) 14 5 10 < µ < 18

Sub-bases (8 pontos) 14 4 10 < µ < 18

Subleitos (8 pontos) 21 9 15 < µ < 29

Tipo de Solo

As tabelas 4.7, 4.8 e 4.9 mostram as médias, desvio padrão e intervalo de confiança

da composição granulométrica dos solos de base, sub-base e subleito dos solos estudados.

Verifica-se que as bases e sub-bases apresentam variação granulométrica praticamente

igual, com 65% de pedregulho. Já os subleitos apresentam menos de 50% de pedregulho,

aumentando os percentuais de areia e fração fina.

130

0

20

40

60

80

100

120

140

160

E-100 E-200 E-300 E-400 E-500 E-600 E-700 E-800

Estação

(%)

CBR (%)

LL (%)

IP (%)

Figura 4.5 - CBR, LL e IP das Bases

0

20

40

60

80

100

120

140

160

E-100 E-200 E-300 E-400 E-500 E-600 E-700 E-800

Estações

(%)

CBR (%)

LL (%)

IP (%)

Figura 4.6 - CBR, LL e IP das Sub-bases

0

10

20

30

40

50

60

70

E-100 E-200 E-300 E-400 E-500 E-600 E-700 E-800

Estações

(%)

CBR (%)

LL (%)

IP (%)

Figura 4.7 - CBR, LL e IP dos Subleitos

131

Tabela 4.10 - Variação do CBR

CBR (%)

Média (x) Desvio Padrão (s) Intervalo de Confiança (µ)

Bases (8 pontos) 80 42 42 a 118

Sub-bases (8 pontos) 92 33 62 a 112

Subleitos (8 pontos) 35 17 20 a 50

Tipo de Solo

Tabela 4.11 - Variação do Limite de Liquidez

Limite de Liquidez (%)

Média (x) Desvio Padrão (s) Intervalo de Confiança (µ)

Bases (7 pontos) 24 3 22 a 26

Sub-bases (7 pontos) 23 4 20 a 26

Subleitos (7 pontos) 24 4 21 a 27

Tipo de Solo

Tabela 4.12 - Variação do Índice de Plasticidade

Índice de Plasticidade(%)

Média (x) Desvio Padrão (s) Intervalo de Confiança (µ)

Bases (7 pontos) 7 2 5 a 9

Sub-bases (7 pontos) 7 2 5 a 9

Subleitos (7 pontos) 8 3 5 a 11

Tipo de Solo

As figuras 4.5, 4.6 e 4.7 mostram as variações do CBR, LL e IP, respectivamente das

bases, sub-base e subleitos. Os CBR das bases e sub-bases geralmente estão acima de

60% e do subleito acima de 40%, mas com alguns pontos em torno de 20%. Os valores de

LL das bases e sub-bases encontram-se em torno de 20% e dos subleitos são um pouco

maiores (25%). Já os IP das bases e sub-bases encontram-se em torno de 5% e dos

subleitos mais próximos de 10%.

As tabelas 4.10, 4.11 e 4.12 mostram a média, desvio padrão e intervalo de

confiança, respectivamente do CBR, LL e IP dos solos de base, sub-base e subleito.

As curvas granulométricas de todos os solos pedregulhosos apresentam um patamar

característico, ou seja ausência de solo, nos diâmetros das partículas correspondentes a

faixa de 0,25 mm e 2,00 mm, confirmando os estudos de Gidigasu (1976) em solos da África

onde este patamar situa-se entre os diâmetros de 0,25 e 1 mm.

132

4.3 - Análises Químicas Realizadas

Foram realizadas análises químicas segundo os métodos adotados pelo setor de

Química e Mineralogia do Laboratório de Geotecnia da COPPE-UFRJ, a seguir descritos

(Rodrigues, 1992):

• pH - Misturou-se 10g de solo que passa na peneira nº 10 (2 mm), seco ao ar com 25 ml

de H2O deionizada e mediu-se o pH após uma hora, através do medidor de pH marca

Corning (pH meter model 10) com eletrodo de vidro combinado marca Analion modelo V-

620A. As leituras foram também realizadas substituindo a água deionizada por solução

KCl (1N).

• %Si, %Fe2O3, %Al2O3 - Pesou-se 1 a 2g de solo que passa na peneira nº 10 (2 mm)

seco a 105º C, em balança analítica, calcinando-se a 600º C por 2 horas. Passou-se

então para erlenmeyer de 250 ml com auxílio de ácido sulfúrico (H2SO4 1:1) realizando-se

ataque a quente com condensador de refluxo durante uma hora. No filtrado (extrato

sulfúrico) foram dosados o ferro e o alumínio, e o resíduo foi fervido com NaOH 0,5N por

5 minutos e filtrado. Neste extrato alcalino foi determinada a sílica e o resíduo final foi

calcinado a 1.000º C determinando-se a quantidade de material não atacado (% resíduo).

Nesse tipo de tratamento somente os argilos minerais são atacados.

O óxido de ferro foi determinado por complexometria pelo EDTA, utilizando o

ácido salicílico e titulando com ZnSO4. Já o óxido de alumínio por complexometria pelo

EDTA, após a separação do ferro, e titulando com ZnSO4 utilizando o xilenol orange

como indicador.

A porcentagem de sílica foi determinada por método colorimétrico com molibdato

de amônia, desenvolvendo o composto amarelo, que absorve em λ = 410 nm (10-9 m).

• %∆P (perda ao fogo) - foi obtida pela diferença de peso do solo ao ser calcinado a 600º C

em relação ao solo seco a 105º C.

• Ki e Kr (índices de intemperismo) - calculados pelas relações moleculares sílica/alumina

(Ki) e sílica/sesquióxidos (Kr), para situar o estágio de alteração geoquímica dos solos.

As tabelas 4.13, 4.15 e 4.17 apresentam os resultados das análises químicas

efetuadas nos solos de base, sub-base e subleito das 8 Estações estudadas e as tabelas

4.14, 4.16 e 4.18 mostram a minerologia desses solos calculada a partir de dados da análise

química. No Apêndice D são mostrados esses cálculos.

133

As Figuras 4.8, 4.9 e 4.10 mostram a variação da caulinita, da gibbsita, dos óxidos e

hidróxidos de Fe e do quartzo dos solos de base, sub-base e subleito das oito estações de

estudo.

Os teores de caulinita das bases situam-se em sua maioria entre 20% e 30%.

Apenas um solo ultrapassa 30% e dois apresentam menos de 20%. Já nas sub-bases a

variação é maior. Três solos apresentam em torno de 20% de caulinita, dois com 30% e

outros três com pouco mais de 10%. Nos solos de subleito, cinco solos estão entre 20% e

30% e três solos na faixa de 10% a 20% de caulinita.

A gibbsita é o mineral de menor percentual de todos os solos, excetuando apenas o

subleito da Estação 500. Sua faixa de variação situa-se sempre abaixo de 10%, com

exceção da Estação 500, onde no solo de subleito atinge mais de 20%.

Os teores de óxido e hidróxido de ferro das bases, em sua maioria estão entre 10% e

20%. Apenas um solo ultrapassa 20% e dois apresentam menos de 10%. Já os solos de

sub-base apresentam-se em torno de 10% . Somente um está abaixo de 10% e dois

alcançam 20%. Nos solos de subleito a variação situou-se entre 10% e 20%, com apenas

dois solos apresentando teores abaixo de 10%.

O quartzo é o mineral de maior percentual em todos os solos. Em sua maioria

cobrem a faixa de 50% a 70%.

Todos os valores de Ki e Kr resultaram menores que 2,0.

134

Tabela 4.13 - Análise Físico-Química dos Solos (Bases)

pH Ataque SulfúricoAmostra (Bases) H2O KCl ∆P (%) SiO2 (%) Al2O3 (%) Fe2O3 (%) Ki Kr Resíduo (%)

E-100 6,00 5,97 6,02 12,0 14,3 13,5 1,43 0,89 55,9E-200 4,15 4,01 3,30 11,6 11,4 5,3 1,73 1,33 70,3E-300 6,83 6,70 3,09 5,6 6,5 11,8 1,47 0,68 73,0E-400 6,00 5,74 2,52 3,8 6,0 7,9 1,08 0,58 81,9E-500 4,41 5,26 10,94 13,1 21,1 24,0 1,06 0,61 32,6E-600 4,15 4,15 4,81 8,6 12,1 12,2 1,21 0,73 62,7E-700 4,10 4,40 7,32 13,3 17,0 12,7 1,33 0,90 51,3E-800 5,19 5,75 7,71 17,6 18,0 15,3 1,66 1,08 43,8

Tabela 4.14 - Minerologia dos Solos (Bases)

MineraisAmostra

Caulinita (%) Gibbsita (%)Óxido e

Hidróxido de Ferro (%)

Resíduo Quartzo (%)

E-100 25,8 6,4 15,2 55,9E-200 24,9 2,5 5,9 70,3E-300 12,0 2,8 13,2 73,0E-400 8,2 4,4 8,9 82,0E-500 28,2 15,6 27,0 32,6E-600 18,5 7,5 13,7 62,7E-700 28,6 8,9 14,3 51,3E-800 37,8 4,8 17,2 43,8

Figura 4.8 - Variação da Caulinita, Gibbsita, Óxido e Hidróxido de Fe e Resíduo

(Quartzo) da Fração < 2 mm dos Solos de Base

0,0

10,0

20,0

30,0

40,0

50,0

60,0

70,0

80,0

90,0

E-100 E-200 E-300 E-400 E-500 E-600 E-700 E-800

Estações

Porc

enta

gem

Caulinita (%)Gibbsita (%)Óxido e Hidróxido de Ferro (%)Resíduo Quartzo (%)

135

Tabela 4.15 - Análise Físico-Química dos Solos (Sub-bases)

pH Ataque SulfúricoAmostra

(Subleito) H2O KCl∆P (%)

SiO2 (%) Al2O3 (%) Fe2O3 (%) Ki Kr

E-100 5,46 4,99 5,40 12,1 15,7 11,2 1,31 0,90

E-200 4,29 4,10 2,80 9,5 8,8 5,1 1,83 1,34

E-300 5,60 4,89 4,31 10,7 10,1 23,3 1,80 0,73

E-400 5,87 5,72 4,21 5,4 7,8 18,9 1,18 0,46

E-500 4,64 5,39 9,67 17,5 18,3 9,0 1,63 1,24

E-600 4,54 4,51 4,50 6,8 6,2 15,0 1,86 0,73

E-700 4,39 4,24 3,84 5,2 8,1 13,4 1,09 0,53

E-800 5,19 5,69 7,64 14,3 17,8 12,8 1,37 0,94

Tabela 4.16 - Mineralogia dos Solos (Sub-bases)

MineraisAmostra

Caulinita (%) Gibbsita (%)Óxido e

Hidróxido de Ferro (%)

Resíduo Quartzo (%)

E-100 26,0 8,4 12,6 53,0E-200 20,4 1,2 5,7 72,7E-300 23,0 1,7 26,2 49,1E-400 11,6 5,0 21,2 62,2E-500 37,6 5,3 10,1 47,0E-600 14,6 0,6 16,8 68,0E-700 11,2 5,8 15,0 68,0E-800 30,7 8,9 14,4 46,0

Figura 4.9 - Variação da Caulinita, Gibbsita, Óxido e Hidróxido de Fe e Resíduo

(Quartzo) da Fração < 2 mm dos Solos de Sub-base

0,0

10,0

20,0

30,0

40,0

50,0

60,0

70,0

80,0

90,0

100,0

E-100 E-200 E-300 E-400 E-500 E-600 E-700 E-800

Estações

Porc

enta

gem

Caulinita (%)Gibbsita (%)Óxido e Hidróxido de Ferro (%)Resíduo Quartzo (%)

136

Tabela 4.17 - Análise Físico-Química dos Solos (Subleitos)

pH Ataque SulfúricoAmostra

(Subleito) H2O KCl∆P (%)

SiO2 (%) Al2O3 (%) Fe2O3 (%) Ki Kr

E-100 5,16 4,99 6,07 12,5 12,7 13,7 1,67 0,99

E-200 4,70 4,99 3,81 10,2 9,3 17,2 1,87 0,85

E-300 4,80 4,73 4,49 12,8 12,3 16,7 1,77 0,95

E-400 5,53 5,90 3,59 6,7 7,4 13,1 1,54 0,72

E-500 4,93 6,15 9,19 3,5 18,0 7,6 0,33 0,26

E-600 5,05 5,07 5,30 7,6 11,7 15,2 1,10 0,60

E-700 4,46 4,08 2,82 9,2 8,5 1,9 1,84 1,61

E-800 4,70 5,61 9,31 15,3 21,0 11,7 1,24 0,91

Tabela 4.18 - Mineralogia dos Solos (Subleitos)

MineraisAmostra

Caulinita (%) Gibbsita (%)Óxido e

Hidróxido de Ferro (%)

Resíduo Quartzo (%)

E-100 26,9 3,3 15,4 54,4E-200 21,9 1,7 19,3 57,1E-300 27,5 2,2 18,8 51,5E-400 14,4 2,6 14,7 68,3E-500 7,5 23,4 8,5 60,6E-600 16,3 8,3 17,1 58,3E-700 19,8 1,1 2,1 77,0E-800 32,9 12,5 13,1 41,5

Figura 4.10 - Variação da Caulinita, Gibbsita, Óxido e Hidróxido de Fe e Resíduo

(Quartzo) da Fração < 2 mm dos Solos de Subleito

0,0

10,0

20,0

30,0

40,0

50,0

60,0

70,0

80,0

90,0

100,0

E-100 E-200 E-300 E-400 E-500 E-600 E-700 E-800

Estações

Porc

enta

gem

Caulinita (%)Gibbsita (%)Óxido e Hidróxido de Ferro (%)Resíduo Quartzo (%)

137

4.4 - Caracterização MCV

Os ensaios MCV - Moisture Condition Value da metodologia desenvolvida no TRRL

por Parsons foram executados utilizando-se todas as amostras das bases, sub-bases e

subleitos das 8 estações de pista.

O equipamento empregado (compactador) não foi o aparelho de Parsons

propriamente dito, mas uma adaptação montada no laboratório de Goetecnia da COPPE,

seguindo tanto quanto possível todas as características do equipamento como forma e

dimensões de amostras, peso do soquete, altura de queda do soquete, número de golpes,

etc, conforme já descrito no item 2.2. A Figura 4.11 mostra este equipamento. Porém duas

grandes diferenças foram introduzidas, uma ao se utilizar um compactador mecânico e outra

ao se adotar uma base saliente da mesma forma que se usa no Mini-MCV, esta por

sugestão do professor Nogami (comunicação pessoal).

Figura 4.11 – Equipamento Mecânico de Compactação Adaptado para o Ensaio MCV

de Parsons

138

Obteve-se com o ensaio MCV as equações de classificação segundo a proposta de

Parsons (1976) dos solos de base, sub-base e subleito, apresentadas, respectivamente nas

Tabelas 4.19, 4.20 e 4.21.

Tabela 4.19 - Equações obtidas pelo Ensaio MCV - Solos de Base

Solo Equação (w = a - b MCV)

Coef. Correl. (r)

E-100 w = 12,5 - 0,34 MCV 0,96E-200 w = 24,1 - 1,54 MCV 0,96E-300 w = 9,8 - 0,40 MCV 0,87E-400 w = 11,6 - 0,49 MCV 0,99E-500 w = 19,1 - 0,86 MCV 0,93E-600 w = 14,8 - 0,59 MCV 0,99E-700 w = 17,1 - 0,49 MCV 0,94E-800 w = 15,6 - 0,39 MCV 0,99

Tabela 4.20 - Equações obtidas pelo Ensaio MCV - Solos de Sub-Base

Solo Equação (w = a - b MCV)

Coef. Correl. (r)

E-100 w = 13,9 - 0,39 MCV 0,98E-200 w = 16,0 - 0,74 MCV 0,98E-300 w = 19,8 - 0,98 MCV 0,97E-400 w = 13,5 - 0,34 MCV 0,99E-500 w = 19,2 - 0,84 MCV 0,99E-600 w = 11,3 - 0,59 MCV 0,99E-700 w = 15,6 - 0,32 MCV 0,95E-800 w = 17,2 - 0,54 MCV 0,91

Tabela 4.21 - Equações obtidas pelo Ensaio MCV - Solos de Subleito

Solo Equação (w = a - b MCV)

Coef. Correl. (r)

E-100 w = 14,4 - 0,34 MCV 0,99E-200 w = 13,0 - 0,27 MCV 0,98E-300 w = 18,2 - 0,64 MCV 0,95E-400 w = 10,2 - 0,19 MCV 0,95E-500 w = 19,1 - 0,42 MCV 0,98E-600 w = 17,0 - 0,57 MCV 0,99E-700 w = 15,8 - 0,54 MCV 0,93E-800 w = 20,6 - 0,78 MCV 0,99

139

A Figura 4.12 mostra a posição dos solos estudados no diagrama de classificação de

Parsons, onde nota-se que a grande maioria dos solos enquadram-se na faixa de areia bem

graduada, tendendo para pedregulho, com poucos casos saindo dessa tendência.

Nas Figuras 4.13 e 4.14 são mostrados os solos estudados no diagrama de

classificação de Parsons, entretanto com a notação das classificações da AASHTO e USCS.

Verifica-se que a maioria dos pedregulhos situam-se na faixa de areia bem graduada mas

tendendo para a de pedregulho. As areias estão todas na faixa de areia bem graduada, com

algumas exceções na faixa de argila de baixa plasticidade.

A Figura 4.15 apresenta a classificação da plasticidade dos solos estudados com o

Ensaio MCV, onde apenas uma amostra situa-se abaixo da Linha - A da classificação de

plasticidade de Casagrande.

As Figuras 4.16, 4.17 e 4.18 mostram as equações obtidas para as bases, sub-bases

e subleitos no ensaio MCV. O coeficiente a situa-se na faixa de 12,0 a 16,0, enquanto o

coeficiente b na faixa de variação de 0,30 a 0,60.

A Figura 4.19 apresenta todas as amostras relacionando o limite de liquidez (LL) com

o intercepto a (coeficiente linear) da equação de Parsons (w = a - b MCV), onde o teor de

umidade do solo varia linearmente com o MCV. Observa-se nesta figura que os solos

estudados situam-se na faixa de 26º a 41º, com uma única exceção indo até 47º. Verifica-se

grande semelhança com os solos tropicais da Costa do Marfim - África onde situam-se na

faixa de 26º a 45º (Tweneboah, 1981).

A classificação de Parsons, como se vê nas figuras acima citadas, não se relaciona

muito bem com as classificações da AASTHO e USCS, já que solos pedregulhosos tendem

a situar-se na faixa de areia bem graduada. Também não serve para distinguir os solos

granulares grossos com comportamento laterítico e não laterítico, tal como a metodologia

Mini-MCV o faz para solos finos.

140

Figura 4.12 – Diagrama de Classificação de Parsons

141

Figura 4.13 – Diagrama de Classificação de Parsons (notação AASHTO)

142

Figura 4.14 – Diagrama de Classificação de Parsons (notação USCS)

143

Fig. 4.15 – Classificação da Plasticidade dos Solos Estudados com o Ensaio MCV

144

0

2

4

6

8

10

12

14

16

7 8 9 10 11 12 13 14 15

MCV

w (%)

E100-BA w = 12,5 - 0,34 MCV

E200-BA w = 24,1 - 1,54 MCV

E300-BA w = 9,8 - 0,40 MCV

E400-BA w = 11,6 - 0,49 MCV

E500-BA w = 19,1 - 0,86 MCV

E600-BA w = 14,8 - 0,59 MCV

E700-BA w = 17,1 - 0,49 MCV

E800-BA w = 15,6 - 0,39 MCV

Figura 4.16 – Equações de Ensaio MCV – Parsons para os Solos de Base

145

0

2

4

6

8

10

12

14

16

7 8 9 10 11 12 13 14 15

MCV

w (%)

E100-SB w = 13,9 - 0,39 MCV

E200-SB w = 16,0 - 0,74 MCV

E300-SB w = 19,8 - 0,98 MCV

E400-SB w = 13,5 - 0,34 MCV

E500-SB w = 19,2 - 0,84 MCV

E600-SB w = 11,3 - 0,59 MCV

E700-SB w = 15,6 - 0,32 MCV

E800-SB w = 17,2 - 0,54 MCV

Figura 4.17 – Equações de Ensaio MCV – Parsons para os Solos de Sub-Base

146

0

2

4

6

8

10

12

14

16

18

7 8 9 10 11 12 13 14 15

MCV

w (%)

E100-SL w = 14,4 - 0,34 MCV

E200-SL w = 13,0 - 0,27 MCV

E300-SL w = 18,2 - 0,64 MCV

E400-SL w = 10,2 - 0,19 MCV

E500-SL w = 19,1 - 0,42 MCV

E600-SL w = 17,0 - 0,57 MCV

E700-SL w = 15,8 - 0,54 MCV

E800-SL w = 20,6 - 0,78 MCV

Figura 4.18 – Equações de Ensaio MCV – Parsons para os Solos de Subleito

147

Figura 4.19 – Variação do LL com o Parâmetro a da Equação de Parsons

148

4.5 - Caracterização MCT

Os ensaios da metodologia MCT desenvolvida por Nogami e Villibor foram realizados

para as bases, sub-bases e subleitos das 8 estações de pista estudadas. As amostras

utilizadas nestes ensaios foram com diâmetro máximo de 2 mm, como preconiza a

metodologia.

A Tabela 4.22 apresenta os resultados dos 4 parâmetros da metodologia obtidos,

bem como a classificação MCT.

A Figura 4.20 mostra os solos estudados no gráfico de classificação MCT. Verifica-se

que a maioria dos solos enquadra-se na faixa NA’ e alguns em LA’. Já a Figura 4.21 mostra

a classificação MCT para 0,5 Pi onde verifica-se pouca mudança e somente alguns solos

passam de NA’ para LA’ e outros de NS’ para NA’.

Com o objetivo de correlacionar com os parâmetros a e b de Parsons foram

determinados os parâmetros a’ e b’, conforme tabelas 4.23, 4.24 e 4.25.

As figuras 4.22, 4.23 e 4.24 mostram as equações que relacionam o teor de umidade

com o Mini-MCV, para as bases, sub-bases e subleitos.

Verifica-se pela classificação MCT que a maioria dos solos são de comportamento

não laterítico. Isso implica na não representatividade da fração menor que 2 mm na

execução dos ensaios Mini-MCV para estes solos. Todos os solos com exceção dos

subleitos das estações E-500 e E-700 apresentam-se com mais de 50% dos seus grãos,

maiores que 2 mm. Tudo indica, pela análise química que esses solos são lateríticos.

Entretanto apresentam comportamento não laterítico pelo ensaio Mini-MCV, provavelmente

porque a fração menor que 2 mm não representa estes solos como um todo, já que a sua

granulometria compõe-se de alto percentual de grãos maiores que 2 mm. Justamente deste

fato é que resultou uma das propostas desta tese, ou seja, trabalhar com equipamento de

maior dimensão para melhor representar os solos granulares, mas utilizando a linha MCV de

ensaios, conforme mostrado no item anterior. No capítulo 7 será feita uma análise destes

resultados em conjunto e uma tentativa de ajustar os resultados dos dois ensaios.

149

Tabela 4.22 - Parâmetros da Classificação MCT

ClassificaçãoPI 0,5 . PI

B 0,92 132,0 14,3 1,40 NA' NA'E-100 SB 1,60 180,0 18,2 1,43 NG' NG'

SL 1,60 120,0 150,0 1,10 LG' LG'B 1,16 115,0 37,5 1,19 NA' LA'

E-200 SB 0,80 120,0 9,1 1,50 NA' NA'SL 0,88 128,0 12,5 1,42 NA' NA'B 1,00 115,0 11,1 1,43 NA' NA'

E-300 SB 1,20 220,0 41,7 1,39 NA' NA'SL 1,00 114,0 150,0 1,08 LA' LA'B 0,50 240,0 33,3 1,44 NA LA

E-400 SB 0,55 180,0 40,0 1,32 LA LASL 0,70 190,0 58,3 1,31 NA' LAB 1,05 104,0 7,7 1,54 NS' NA'

E-500 SB 1,02 120,0 25,0 1,26 NA' LA'SL 1,08 90,0 14,3 1,32 NA' NA'B 0,96 110,0 6,7 1,60 NS' NA'

E-600 SB 0,84 125,0 55,6 1,17 NA' LA'SL 1,24 130,0 100,0 1,14 LA' LA'B 1,46 90,0 72,2 1,06 LA' LA'

E-700 SB 1,54 85,0 41,9 1,10 LG' LG'SL 1,10 103,0 20,0 1,27 NA' LA'B 1,60 95,0 10,0 1,43 NG' NG'

E-800 SB 1,84 30,0 37,5 0,94 LG' LG'SL 1,05 111,0 37,5 1,18 NA' LG'

CamadaEstação c' PI d' e'

150

Tabela 4.23 - Equações obtidas pelo Ensaio Mini-MCV - Solos de Base

Solo Equação (w = a' - b' Mini-MCV)

Coef. Correl. (r)

E-100 w = 18,1 - 0,62 Mini-MCV 0,98E-200 w = 15,1 - 0,56 Mini-MCV 0,99E-300 w = 14,4 - 0,43 Mini-MCV 0,98E-400 w = 12,9 - 0,34 Mini-MCV 0,99E-500 w = 19,7 - 0,65 Mini-MCV 0,99E-600 w = 15,7 - 0,55 Mini-MCV 0,99E-700 w = 19,7 - 0,61 Mini-MCV 0,98E-800 w = 21,0 - 0,66 Mini-MCV 0,99

Tabela 4.24- Equações obtidas pelo Ensaio Mini-MCV - Solos de Sub-base

Solo Equação (w = a' - b' Mini-MCV)

Coef. Correl. (r)

E-100 w = 18,5 - 0,56 Mini-MCV 0,98E-200 w = 15,5 - 0,52 Mini-MCV 0,99E-300 w = 16,2 - 0,52 Mini-MCV 0,99E-400 w = 14,1 - 0,44 Mini-MCV 0,98E-500 w = 23,8 - 1,04 Mini-MCV 0,99E-600 w = 15,1 - 0,44 Mini-MCV 0,99E-700 w = 21,2 - 0,62 Mini-MCV 0,98E-800 w = 22,6 - 0,70 Mini-MCV 0,99

Tabela 4.25 - Equações obtidas pelo Ensaio Mini-MCV - Solos de Subleito

Solo Equação (w = a' - b' Mini-MCV)

Coef. Correl. (r)

E-100 w = 17,1 - 0,45 Mini-MCV 0,92E-200 w = 15,1 - 0,39 Mini-MCV 0,99E-300 w = 15,7 - 0,42 Mini-MCV 0,97E-400 w = 14,2 - 0,51 Mini-MCV 0,99E-500 w = 21,9 - 0,84 Mini-MCV 0,98E-600 w = 16,8 - 0,47 Mini-MCV 0,92E-700 w = 13,6 - 0,42 Mini-MCV 0,98E-800 w = 16,0 - 0,51 Mini-MCV 0,99

151

Figura 4.20 – Diagrama de Classificação MCT

152

Figura 4.21 – Diagrama de Classificação MCT para 0,5 . Pi

153

0

2

4

6

8

10

12

14

16

18

7 8 9 10 11 12 13 14 15Mini-MCV

w (%

)

E100-BA w =18,1-0,62 MMCV

E200-BA w =15,1-0,56 MMCV

E300-BA w =14,4-0,43 MMCV

E400-BA w =12,9-0,34 MMCV

E500-BA w =19,7-0,65 MMCV

E600-BA w =15,7-0,55 MMCV

E700-BA w =19,7-0,61 MMCV

E800-BA w =21,0-0,66 MMCV

Figura 4.22 – Equações do Ensaio Mini-MCV para os Solos de Base

154

0

2

4

6

8

10

12

14

16

18

20

7 8 9 10 11 12 13 14 15

Mini-MCV

w (%

)

E100-SB w =18,5-0,56 MMCV

E200-SB w =15,5-0,52 MMCV

E300-SB w =16,2-0,52 MMCV

E400-SB w =14,1-0,44 MMCV

E500-SB w =23,8-1,04 MMCV

E600-SB w =15,1-0,44 MMCV

E700-SB w =21,2-0,62 MMCV

E800-SB w =22,6-0,70 MMCV

Figura 4.23 – Equações do Ensaio Mini-MCV para os Solos de Sub-Base

155

0

2

4

6

8

10

12

14

16

18

7 8 9 10 11 12 13 14 15

Mini-MCV

w (%

)

E100-SL w =17,1-0,45 MMCV

E200-SL w =15,1-0,39 MMCV

E300-SL w =15,7-0,42 MMCV

E400-SL w =14,2-0,51 MMCV

E500-SL w =21,9-0,84 MMCV

E600-SL w =16,8-0,47 MMCV

E700-SL w =13,6-0,42 MMCV

E800-SL w =16,0-0,51 MMCV

Figura 4.24 – Equações do Ensaio Mini-MCV para os Solos de Subleito

156

CAPÍTULO 5 Os Ensaios Dinâmicos

5.1 - Módulo Resiliente

5.1.1 - Introdução

Para a obtenção dos módulos de elasticidade necessários ao cálculo das tensões e deformações atuantes no pavimento em uso, tem-se dois procedimentos:

− Avaliação Destrutiva: onde obtém-se amostras de solos deformadas ou indeformadas coletadas na pista através de poços de sondagem com medição da umidade e densidade in situ, e amostras de revestimento por sonda rotativa. Estes materiais são levados para laboratório, são recompactados (quando deformados) e submetidos aos ensaios dinâmicos triaxiais, para solos e britas. Os corpos de prova do revestimento, retirados com sonda rotativa, são ensaiados no equipamento de compressão diametral dinâmico.

− Avaliação Não-Destrutiva: realizada analiticamente através de um conjunto de procedimentos genericamente chamados de retroanálise, pode-se estimar os módulos de trabalho, por interpretação da bacia de deformação, levando em conta os valores e a forma da linha de influência gerada pelo carregamento.

Uma avaliação estrutural efetuada com a viga Benkelman ou outro equipamento qualquer de variação das deflexões deve ser complementada por determinações do módulo de resiliência dos materiais das camadas, a partir de ensaios triaxiais de cargas repetidas realizadas em amostras dos materiais extraídas do pavimento a ser avaliado.

O ensaio de módulo de resiliência, embora descreva o comportamento dos materiais sob as cargas transientes dos veículos, dever ser complementado pelos levantamentos deflectométricos, na medida que:

− não há condições operacionais e econômicas de se executar ensaios em número suficiente para que seja obtida uma representatividade estatística dentro de cada subtrecho homogêneo;

− As condições de umidade, densidade e compactação em que os materiais se encontram in situ são de difícil reprodução em laboratório, bem como as condições de solicitação como estado de tensões e tempos de aplicação de cargas a que os materiais das camadas estão sujeitos.

157

No presente trabalho foram realizados ensaios triaxiais dinâmicos dos materiais retirados dos poços de amostragem. Neste mesmo local, antes do furo foi passada a viga Benkelman para fins comparativos.

5.1.2 - Preparação das Amostras e Métodos de Compactação Utilizados

Para a realização do ensaio de resiliência, todas as amostras de solos foram previamente secas ao ar. Após adicionar água na quantidade necessária para atingir a umidade desejada, as amostras de solos foram bem homogeneizadas e colocadas dentro de um saco plástico em uma câmara úmida por 24 horas antes da compactação.

• Subleito - Energia Normal

Os solos de subleito para sua melhor simulação da condição de campo, no ensaio de resiliência foram compactados dinamicamente em 10 camadas na umidade ótima de energia do Proctor Normal.

E P h n NV

N E VP h n

=⋅ ⋅ ⋅

∴ =⋅

⋅ ⋅

V = 1.570,8 cm3 (corpo de prova de 10 x 20 cm)

P = 2,5 kg

h = 30,5 cm

n = 10 camadas

E = 6,0 kgf/cm/cm3

Resulta: N = 124 golpes

6 camadas de 12 golpes

4 camadas de 13 golpes

• Base e Sub-base - Energia Intermediária

Para as condições de base e sub-base do pavimento, as amostras dos solos granulares (pedregulhos lateríticos e areias lateríticas) foram preparadas na umidade ótima da energia de Proctor Intermediário, também em 10 camadas.

V = 1.570,8 cm3 (corpo de prova de 10 x 20 cm)

P = 2,5 kg

h = 45,7 cm

n = 10 camadas

E = 13,0 kgf/cm/cm3

Resulta: N = 179 golpes

1 camada de 17 golpes

9 camadas de 18 golpes

158

Todos os corpos de prova compactados para o ensaio de resiliência tem as dimensões de 100 mm de diâmetro e 200 mm de altura. Os cilindros de compactação são tripartidos e o equipamento mecânico automático para a compactação dos corpos de prova é o mesmo do Ensaio MCV, porém o soquete não é de seção plena, tornando-se necessário girar o molde.

5.1.3 - Equipamento para o Ensaio de Resiliência e Método de Ensaio Utilizado

A figura 5.1 mostra o esquema de funcionamento do equipamento triaxial dinâmico empregado na COPPE.

Foi empregado o procedimento recomendado para solos arenosos (DNER 131/86), mesmo nos casos em que a amostra apresentava teores de finos mais elevados. Ou seja, qualquer que seja a granulometria do solo, os pares de tensões empregados na determinação dos módulos resilientes são os mesmos (COPPE,1988).

No condicionamento do corpo de prova na célula triaxial, aplica-se 500 repetições para cada tensão - desvio, na sequência:

σ3 (kgf/cm2) σd (kgf/cm2) σ1/σ3

0,70 0,70 2

0,70 2,10 4

1,05 3,15 4

No ensaio de módulo, com as tensões confinantes de 0,21 - 0,35 - 0,525 - 0,70 - 1,05 e 1,40 kgf/cm2 aplicam-se tensões-desvio que dêem razões de tensões σ1/σ3 de 2 -3 e 4.

As tensões-desvio situam-se entre 0,21 e 4,2 kgf/cm2, e são compatíveis com as que atuam no pavimento.

Estes procedimentos são de uso corrente na COPPE há algum tempo e se justificam pelas seguintes considerações (Motta e outros, 1990):

− o comportamento de resiliência não pode ser definido “a priori ” com facilidade tendo como base somente os índices físicos usuais e a granulometria. É comum solos granulares lateríticos que apresentam comportamento coesivo;

− é ampla a gama de tensões e módulos correspondentes no procedimento acima descrito, o que permite descobrir o melhor modelo de comportamento para o solo em estudo, uma vez que se variam tanto σ3 e σd , o que não será possível

observar se adotado o procedimento normalizado para solos finos. Além do mais, as razões σ1 /σ3 atingem valores muito elevados (até 14) no ensaio normalizado

159

tipo argiloso, sendo o σ3 muito baixo (0,21 kgf/cm2). Estas elevadas razões

promovem grandes deformações permanentes do corpo de prova podendo levá-lo até a ruptura em alguns casos.

5.1.4 - Módulo Resiliente dos Solos Estudados

Os ensaios de módulo foram realizados na umidade ótima de laboratório, uma vez que as umidades de campo apresentaram dificuldades na moldagem do corpo de prova, na maioria das vezes por excesso de umidade, em outras muito secas. No entanto sempre que possível, tenta-se reproduzir nos corpos de prova de laboratório a condição de campo.

Figura 5.1 – Esquema de Equipamento para Ensaios Triaxiais de Carga Repetida

160

A tabela 5.1 mostra a umidade (wcp), as massas específicas úmida (γ) e sêca (γs), a

densidade real dos grãos (Gs), o índice de vazios (e) e o grau de saturação (S) dos corpos de prova ensaiados. A tabela 5.2 mostra as umidades de campo, ótima e de moldagem dos corpos de prova e a tabela 5.3, as massas específicas de campo e de moldagem.

A tabela 5.4 mostra os valores de módulos resilientes obtidos nos ensaios dinâmicos expressos por dois modelos:

MR = K1σ3k2 Eq. 5.1

MR = K3σdK4 Eq. 5.2

Mostra, também os valores médios, desvios padrão e coeficientes de variação dos módulos resilientes.

Tabela 5.1 - Características dos Corpos de Prova Utilizados para Ensaio Triaxial com Carga Repetida.

ESTAÇÃO CAMADA wcp (%) γ (g/cm3) γs (g/cm3) Gs e S (%)

B 7,5 2,35 2,19 2,75 0,26 79

E-100 SB 9 2,33 2,14 2,8 0,31 81

SL 9,7 2,23 2,03 2,81 0,38 72

B 6 2,36 2,23 2,72 0,22 74

E-200 SB 5 2,28 2,18 2,81 0,29 48

SL 8 2,22 2,05 2,86 0,4 57

B 5 2,23 2,13 2,72 0,28 48

E-300 SB 7 2,26 2,12 2,88 0,36 56

SL 10 2,2 2 2,87 0,44 65

B 6,2 2,34 2,21 2,72 0,23 71

E-400 SB 7,6 2,35 2,18 2,68 0,23 89

SL 7,5 2,11 1,97 2,69 0,37 55

B 10 2,33 2,11 2,85 0,34 86

E-500 SB 8,6 2,26 2,07 2,8 0,35 69

SL 11,6 2,08 1,86 2,66 0,43 72

B 6,7 2,37 2,22 2,76 0,24 77

E-600 SB 6 2,31 2,18 2,83 0,3 57

SL 8,6 2,26 2,08 2,71 0,3 79

B 10 2,21 2,01 2,71 0,35 77

E-700 SB 10 2,23 2,03 2,73 0,34 80

SL 10,5 2,1 1,9 2,65 0,39 71

B 9 2,09 1,92 2,79 0,45 56

E-800 SB 10,2 2,19 1,99 2,76 0,39 72

SL 13,1 2,02 1,79 2,75 0,54 67

161

Tabela 5.2 - Umidade de Campo, Ótima e de Moldagem dos Corpos de Prova das Camadas de Solo

Estação Umidade de Campo (%) Umidade Ótima (%) Umidade de Moldagem C.P. (%)Base Sub-base Subleito Base Sub-base Subleito Base Sub-base Subleito

E-100 6,9 10,0 8,8 7,3 9,4 10,0 7,5 9,0 9,7E-200* 5,1 8,1 10,1 5,7 4,8 7,5 6,0 5,0 8,0E-300* 5,8 11,0 14,2 5,0 7,0 10,3 5,0 7,0 10,0E-400* 7,4 9,9 10,5 6,2 7,4 7,7 6,2 7,6 7,5E-500 8,2 8,3 10,5 10,0 9,2 11,5 10,0 8,6 11,6E-600* 8,5 8,2 9,8 7,1 6,4 8,6 6,7 6,0 8,6E-700* 11,8 12,9 7,9 9,8 10,1 11,4 10,0 10,0 10,5E-800* 9,0 11,6 14,1 9,3 10,2 13,7 9,0 10,2 13,1

Tabela 5.3 - Massa Específica Aparente Úmida do Solo obtida no Campo e na

Moldagem do Corpo de Prova do Ensaio Trixial de Carga Repetida

Massa Específica Aparente Úmida do Solo (g/cm3)Estação No Campo Na Moldagem do C.P.

Base Sub-base Subleito Base Sub-base SubleitoE-100 2,43 2,33 2,24 2,35 2,33 2,23E-200 2,21 2,30 2,31 2,36 2,28 2,22E-300 2,38 2,46 2,27 2,23 2,26 2,20E-400 2,36 2,13 2,00 2,34 2,35 2,11E-500 2,33 2,27 1,86 2,33 2,26 2,08E-600 2,55 2,43 2,32 2,37 2,31 2,26E-700 2,20 2,06 2,08 2,21 2,23 2,10E-800 2,23 2,16 1,89 2,09 2,19 2,02

Os valores de K1 para o modelo granular (σ3) situam-se entre 2.700 e 7.000 kgf/cm2,

o que indica módulos relativamente elevados (baixa deformabilidade).

As figuras 5.2, 5.3 e 5.4 mostram a classificação resiliente e as equações obtidas para bases, sub-bases e subleitos das oito Estações. Verifica-se que os solos ensaiados situam-se na faixa superior do Grupo B e no Grupo C, o que significa solos de bom comportamento resiliente.

A Classificação Resiliente dos solos granulares, ou seja, dos solos que apresentam menos de 35% em peso de material passando na peneira 200 (0,075 mm), divide-se em três grupos A, B e C (ver Figuras 5.2, 5.3 e 5.4).

• Grupo A - Solos de resiliência elevada. Não devem ser empregados em estruturas de pavimento e constituem subleitos de péssima qualidade.

• Grupo B - Solos com grau de resiliência intermediário. Podem ser empregado em estruturas de pavimentos como base, sub-base e reforço do subleito, ficando seu comportamento dependente das seguintes condições:

K2 ≤ 0,50 - bom comportamento.

162

K2 > 0,50 - comportamento dependente da espessura da camada e da qualidade do subleito.

• Grupo C - Solos com baixo grau de resiliência. Podem ser usados em todas as camadas do pavimento, resultando em estruturas com baixas deflexões.

Notem-se os elevados valores de CBR (item 4.1) dos materiais de subleito e sub-base. Estes valores elevados de CBR da sub-base não são levados em conta no dimensionamento tradicional pelo método do DNER, que só considera CBR igual a 20 para sub-base. Ora, este valor é alcançado e ultrapassado para a maioria dos subleitos.

Tabela 5.4 - Modelos de Resiliência para os Solos Ensaiados das Rodovias de MT.

MR=K1σ3K2 (kgf/cm2) MR=K1σd

K2 (kgf/cm2) __Estação CAM K1 K2 r2 K1 K2 r2 MR D.P. C.V. (%)

BA 5048 -0,04 0,11 5380 -0,19 0,51 5318 1486 27,9

E-100 SB 2676 0,15 0,37 2456 0,08 0,21 2564 636 24,8

SL 3365 0,28 0,76 2869 0,13 0,43 2974 728 24,5

BA 2780 0,22 0,78 2441 0,15 0,65 2507 493 19,7

E-200 SB 4505 0,36 0,90 3654 0,25 0,71 3911 1026 26,2

SL 4438 0,15 0,49 4127 0,02 0,10 4206 761 18,1

BA 4242 0,28 0,75 3637 0,14 0,44 3812 881 23,1

E-300 SB 4920 0,06 0,22 4817 0,05 0,22 4845 821 16,9

SL 4587 -0,04 0,10 4794 -0,16 0,44 4844 1399 28,9

BA 6393 0,20 0,54 5796 0,05 0,15 6001 1283 21,4

E-400 SB 4456 0,37 0,95 3563 0,29 0,86 3838 985 25,7

SL 4425 0,37 0,71 3570 0,21 0,49 3831 1366 35,7

BA 7054 0,08 0,26 7028 -0,06 0,18 6972 1368 19,6

E-500 SB 4627 0,23 0,75 4086 0,10 0,39 4221 791 18,7

SL 3917 0,24 0,72 3422 0,09 0,33 3539 709 20,0

BA 5664 0,02 0,10 5731 -0,09 0,33 5705 1086 19,0

E-600 SB 5463 0,18 0,57 5002 0,03 0,10 5110 958 18,7

SL 3787 0,29 0,76 3202 0,20 0,61 3391 835 24,6

BA 4632 0,18 0,60 4202 0,06 0,24 4317 792 18,3

E-700 SB 5007 0,27 0,60 4321 0,13 0,34 4571 1322 28,9

SL 4377 0,06 0,35 4264 -0,03 0,17 4272 495 11,6

BA 6883 0,11 0,52 6468 0,02 0,10 6538 918 14,0

E-800 SB 6254 0,15 0,67 5774 0,04 0,22 5868 827 14,1

SL 4880 -0,21 0,56 5605 -0,26 0,82 5526 1357 24,6

MR = 5048σ3-0.04

MR = 2780σ30.22

MR = 4242σ30.28

MR = 6393σ30.2

MR = 7054σ30.08

MR = 5664σ30.02

MR = 4632σ30.18

MR = 6883σ30.11

100

1000

10000

0,10 1,00 10,00Tensão Confinante σ3 (kgf/cm2)

Mód

ulo

Res

ilent

e M

R (k

gf/c

m2 )

B100

B200

B300

B400

B500

B600

B700

B800

GRUPO A

GRUPO B

GRUPO C

Figura 5.2 - Classificação Resiliente das Bases

MR= 2676σ30.15

MR = 4505σ30.36

MR = 4456σ30.37

MR = 4921σ30.06

MR = 4627σ30.23

MR = 5463σ30.18

MR = 5007σ30.27

MR = 6255σ30.15

100

1000

10000

0,10 1,00 10,00

Tensão Confinante σ3 (kgf/cm2)

Mód

ulo

Res

ilent

e M

R (k

gf/c

m2 )

SB100

SB200

SB300

SB400

SB500

SB600

SB700

SB800

GRUPO A

GRUPO B

GRUPO C

Figura 5.3 - Classificação Resiliente das Sub-Bases

165

MR = 3365σ30.28

MR = 4438σ30.15

MR = 4587σ3-0.04

MR = 4425σ30.37

MR = 3917σ30.24

MR = 3787σ30.29

MR = 4880σ3-0.21

MR = 4377σ30.06

100

1000

10000

0,10 1,00 10,00

Tensão Confinante σ3 (kgf/cm2)

Mód

ulo

Res

ilent

e M

R (k

gf/c

m2 )

SL100

SL200

SL300

SL400

SL500

SL600

SL700

SL800

GRUPO A

GRUPO B

GRUPO C

Figura 5.4 - Classificação Resiliente dos Subleitos

• Resiliência das Bases

Na classificação resiliente dos solos de Base (Fig. 5.2) verifica-se que nas estações E-200, E-300 e E-700 os solos são mais fracos entre os demais em termos de resiliência. Entretanto são solos de bom coportamento resiliente, pois se situam na parte superior da faixa B de classificação. São também os solos que mais variam o módulo de resiliência com a tensão confinante, ou seja, apresentam os maiores valores de K2, mas sempre aumentando o módulo de resiliência com o aumento da tensão confinante.

Já os solos das demais estações situam-se no Grupo C da classificação resiliente, ou seja apresentam melhor comportamento em termos de resiliência. Apresentam baixo valor de K2, o que significa pequena variação do módulo resiliente em função da tensão confinante. A tendência é de praticamente apresentar módulo constante.

• Resiliência das Sub-Bases

Os solos de sub-base quanto à classificação resiliente apresentam algumas características marcantes (Fig. 5.3).

O solo mais fraco em termos de resiliência é o da estação E-100. Entretanto ainda situa-se na parte superior do Grupo B da classificação e apresenta um coeficiente K2 mediano, nem alto, nem baixo (K2 = 0,15).

Os solos das estações E-200, E-400, E-500 e E-700 situam-se na parte bem superior da faixa B, com valores de K2 mais elevados, ou seja, são mais sensíveis com a variação da tensão confinante.

Já os solos das estações E-300, E-600 e E-800 são os melhores em termos de resiliência, situando-se praticamente na faixa C da classificação e apresentando módulos resilientes com pequena variação em relação à tensão confinante (baixos K2).

• Resiliência dos Subleitos

Os solos de subleito também apresentam algumas características com relação à classificação resiliente (Fig. 5.4).

Os solos das estações E-100, E-400, E-500 e E-600 situam-se na mesma faixa (superior) do Grupo B, apresentando as maiores variações de módulo resiliente em relação à tensão confinante (maiores K2).

167

Já nas estações E-200, E-300 e E-700 os solos situam-se praticamente no Grupo C da classificação resiliente, apresentando pequenas variações de módulo em relação à tensão confinante (baixos K2).

O solo da estação E-800 situa-se no Grupo C, mas apresenta maior sensibilidade em relação ao nível de tensões (K2 = -0,21).

5.1.5 - Módulo Resiliente das Camadas de Revestimento

As amostras foram extraídas da pista com perfuratriz portátil dotada de broca rotativa com aproximadamente 10 cm de diâmetro nas quatro estações onde o revestimento asfáltico era de CBUQ: E-200, E-300, E-400 e E-600. As amostras que apresentavam alturas superiores a 7,5 cm foram serradas. Nas estações E-400 e E-600 a camada de revestimento por apresentar grande espessura foi dividida em camada superior e inferior.

O ensaio realizado para a obtenção do módulo de revestimento foi o de compressão diametral com carga repetida (ver Figura 5.5).

Foram ensaiados 7 corpos de prova de cada amostra (estação), a 25º C com constante de LVDT de 0,00177771 mm/mv.

Realizado o ensaio, adotou-se como módulo de resiliência representativo da amostra, a média obtida do 2º e 3º quartil em torno da mediana de valores obtidos, e que são mostrados na Tabela 5.5.

Tabela 5.5 - Módulos Resilientes dos Revestimentos em CBUQ Obtidos no Ensaio de Compressão Diametral de Carga Repetida e Tensão de Tração Média

Estações Módulo Resiliente (Kgf/cm2) Tensão de Tração (Kgf/cm2)

E-200 54.000 12,50

E-300 46.000 14,60

E-400 Superior 52.000 14,69

E-400 Inferior 44.000 10,63

E-600 Superior 54.000 15,41

E-600 Inferior 40.000 10,36

A constante F do anel para o cálculo da tensão de tração é:

F = 2,18763 . nº de divisões + 85,8594

O cálculo do Módulo Resiliente de Revestimento é mostrado no Apêndice B e o cálculo da tensão de tração no Apêndice C.

168

Figura 5.5 – Esquema do Equipamento para Ensaios de Compressão Diametral com Carga Repetida (Revestimento de Pista)

169

5.2 - Deformação Permanente

5.2.1 - Introdução

O trincamento da camada superior de concreto asfáltico por fadiga desta camada superficial apoiada em camadas granulares resilientes, sob à ação de cargas repetidas, é o defeito provavelmente mais frequente nos pavimentos flexíveis no Brasil. Mas há situações em que a deformação permanente (afundamento nas trilhas de roda) torna-se relevante.

O afundamento das trilhas de roda é um defeito que tem sido atribuído principalmente à deformação permanente do subleito sob o carregamento repetido. Entretanto, também contribuem para a deformação permanente superficial as camadas granulares e o próprio revestimento asfáltico.

As deformações permanentes constituem um dos melhores indicadores do desempenho de pavimentos. Da década de 80 para cá tem se verificado grande progresso no conhecimento, em laboratório, das características de deformações plásticas dos materiais utilizados na construção de pavimentos. Esses estudos têm sido conduzidos, geralmente, com os mesmos tipos de equipamentos usados nos ensaios de resiliência (ensaios trixiais dinâmicos).

Os corpos de provas ensaiados de 10 x 20 cm foram compactados na energia do Proctor intermediário para bases e sub-bases e do Proctor normal para subleitos, na umidade ótima.

Utilizou-se o mesmo equipamento dos ensaios triaxiais dinâmicos já descritos no item 5.1.3.

O modelo mais comumente empregado para a determinação da deformação permanente através de ensaios dinâmicos é o sugerido por Monismith (1975):

ε p AN B=

onde N é o número de repetições da carga aplicada (tensão desvio), A e B são coeficientes

baseados nos resultados dos ensaios de laboratório e εp é a deformação específica

permanente. Plota-se εp na ordenada em mm/mm e N na abcissa. Segundo este autor, o

parâmetro “B” (inclinação da reta na escala log-log) depende do tipo de solo e “A” das condições de compactação, do nível de tensões e da história de tensões. Este foi o modelo empregado para o cálculo da deformação permanente das camadas granulares e do subleito dos trechos selecionados.

Eq. 5.3

170

Tendo-se determinado as constantes A e B deste modelo para cada material componente da estrutura do pavimento e do subleito pode-se calcular o provável afundamento de trilha de roda através do somatório das contribuições de todas as camadas para a deformação permanente total do trecho, segundo modelagem proposta por Barksdale em 1972, e constante do método de dimensionamento proposto por Motta (1991): δp Total =

Σ εpi . hi.

Este procedimento é mais racional na medida que se constata em muitos casos que todos os materiais de todas as camadas, apesar de compactados, podem contribuir (e contribuem) para o afundamento de trilha de roda e não só o subleito, como faz supor os métodos tradicionais. Como exemplo, Medina (1997) mostra que na pista experimental da AASHTO, observou-se que a contribuição de cada camada na deformação permanente foi:

− Revestimento de concreto asfáltico 32%;

− Base de brita graduada 4%;

− Sub-base granular 45%;

− Subleito argiloso 19%.

5.2.2 - Deformações Permanentes Calculadas

Os ensaios de deformação permanente foram realizados em solos de base, sub-base e subleito de 6 estações: E-100, E-200, E-300, E-400, E-600 e E-800. Aplicou-se um

nível de tensões (σ3xσd) de 1,05 x 3,15 kgf/cm2 para até próximo a 100.000 repetições da

tensão desvio. Os corpos de prova foram moldados nas mesmas condições de umidade e densidade dos ensaios de módulo, ou seja umidade ótima e energia de compactação do Proctor intermediário para base e sub-base e normal para o subleito.

No ensaio de deformação permanente não se realiza o condicionamento prévio do corpo de prova como no ensaio de resiliência (500 repetições para 3 níveis de tensões). Inicia-se direto e sem interrupção das repetições. Faz-se leituras cumulativas, inicialmente 1, 10 e 100 repetições. Em seguida de 100 em 100 repetições até 1.000. Posteriormente as leituras podem ser feitas mais aleatoriamente, em intervalos mais espaçados, dependendo do material. Alguns ensaios foram continuados até a aplicação de 100.000 repetições de carga. Não houve diferenças significativas entre os parâmetros A e B para 20.000 e 100.000 repetições. Estes resultados confirmam as observações de Brown (1975) e Lotfi (1984), citadas por Cardoso (1988). Também aponta para confirmação do fenômeno conhecido como “shaekendow” que indica que, para alguns materiais, após certo número de ciclos cai acentuadamente o crescimento da deformação permanente acumulada. Este fenômeno deveria ser melhor estudado nos solos e materiais de pavimentação.

171

Com os resultados dos ensaios determinou-se os coeficientes A e B da equação 5.3 para cada camada das estações estudadas. Empregou-se o método dos mínimos quadrados usando os diversos pares (εP x N) das leituras de ensaio. A tabela 5.6 mostra

estes coeficientes.

Tabela 5.6 - Variação da Deformação Específica Permanente com o Número de

Repetições de Carga em Seis Estações

Nível de Tensão Aplicado: σ3=1,05 kgf/cm2 e σd=3,15 kgf/cm2

Estação Camada εp =AN B

A B r2

BA 0,005 0,11 0,92E-100 SB 0,002 0,06 0,90

SL 0,003 0,10 0,89BA 0,001 0,10 0,92

E-200 SB 0,003 0,06 0,89SL 0,001 0,10 0,87BA 0,002 0,13 0,89

E-300 SB 0,001 0,04 0,69SL 0,003 0,06 0,94BA 0,002 0,08 0,93

E-400 SB 0,003 0,07 0,93SL 0,002 0,07 0,93BA 0,004 0,08 0,91

E-600 SB 0,002 0,07 0,93SL 0,002 0,07 0,93BA 0,001 0,08 0,91

E-800 SB 0,001 0,09 0,90SL 0,001 0,09 0,92

A tabela 5.7 mostra os resultados obtidos por Motta (1991) em três solos lateríticos, para o mesmo nível de tensões acima citados.

Tabela 5.7 - Variação da Deformação Específica Permanente Com o Número de

Repetições Segundo Motta (1991), Para Três Solos Lateríticos

Solos εp = AN B

A B rSAFL 0,026 0,02 0,82

Solo-brita 0,015 0,05 0,90Laterita de Roraima 0,002 0,08 0,93

As figuras 5.6, 5.7 e 5.8 mostram os modelos de deformação permanente obtidos para bases, sub-bases e subleitos das Estações acima citadas, bem como os obtidos por Motta (1991) em três solos lateríticos.

Verifica-se a coerência de resultados obtidos com a laterita de Roraima e valores mais baixos que o solo arenoso fino laterítico e o solo-brita.

0,1

1

10

100 1000 10000 100000

Número de Solicitações, N

Def

orm

ação

Esp

ecífi

ca P

erm

anen

te (x

100)

BA100

BA200

BA300

BA400

BA600

BA800

SAFL

SBRITA

LATRR

Figura 5.6 - Deformação Específica Permanente das Bases

εP = 0,002 N0,08

εP = 0,015 N0,05

εP = 0,026 N0,02

εP = 0,001 N0,08

εP = 0,004 N0,08

εP = 0,002 N0,08

εP = 0,002 N0,13

εP = 0,001 N0,10

εP = 0,005 N0,11

173

0,1

1

10

100 1000 10000 100000

Número de Solicitações, N

Def

orm

ação

Esp

ecífi

ca P

erm

anen

te (x

100)

SB100

SB200

SB300

SB400

SB600

SB800

SAFL

SBRITA

LATRR

Figura 5.7 - Deformação Específica Permanente das Sub-Bases

εP = 0,002 N0,08

εP = 0,015 N0,05

εP = 0,026 N0,02

εP = 0,001 N0,09

εP = 0,002 N0,07

εP = 0,003 N0,07

εP = 0,001 N0,04

εP = 0,003 N0,06

εP = 0,002 N0,06

174

0,1

1

10

100 1000 10000 100000

Número de Solicitações, N

Def

orm

ação

Esp

ecífi

ca P

erm

anen

te (x

100)

SL100

SL200

SL300

SL400

SL600

SL800

SAFL

SBRITA

LATRR

Figura 5.8 - Deformação Específica Permanente dos Subleitos

εP = 0,002 N0,08

εP = 0,015 N0,05

εP = 0,026 N0,02

εP = 0,001 N0,09

εP = 0,002 N0,07

εP = 0,002 N0,07

εP = 0,003 N0,06

εP = 0,001 N0,10

εP = 0,003 N0,10

175

5.2.3 - Critérios de Avaliação da Deformação Permanente Admissível

Como já comentado, faz parte de todos os métodos mecanísticos a avaliação da deformação permanente da estrutura a ser dimensionada. E o método mais completo de fazê-lo é o descrito ateriormente (Motta 1991, Medina 1997) que consiste em avaliar a contribuição de cada camada para o afundamento de trilha de roda gerado com a repetição das cargas do tráfego.

De outra forma, mais tradicional, têm-se utilizado duas maneiras de se evitar a deformação permanente excessiva nos pavimentos asfálticos, em muitos métodos e procedimentos: uma forma tem sido controlar a tensão vertical que chega ao subleito e a outra é impor deformações verticais de compressão limites para esse mesmo elemento, sempre admitindo que o subleito é o ponto mais fraco do sistema em camadas que é um pavimento flexível.

Várias tem sido as formas e expressões geradas para cumprir este papel. Faz-se-á aqui um pequeno apanhado sobre estes critérios, com ênfase na expressão indicada por Motta (1991), como critério de definição da tensão vertical admissível. Esta equação constante no trabalho de Köstenberger (1989), é originalmente devida a Heukelom e Klomp (1962); sendo:

σVmáxRMN

=+0 0061 0 7,, log

A fórmula de Heukelom e Klomp (1962) é baseada em trabalho inicial de Kerkhoven e Dormon de 1953, quando estes estudaram um método de dimensionamento baseado no CBR, para a Shell. Admitiram Heukelom e Klomp que a pressão vertical produzida nos pavimentos construídos era proporcional ao módulo elástico E do subleito, além de ser variável com o número admissível de repetições de carga. Para os dados levantados por Kerkhoven e Dormon, Heukelom e Klomp desenvolveram a expressão 5.4 que correlaciona a pressão vertical admissível (σv) para um dado número de repetição de cargas (N) em

função dos valores de módulos elásticos observados em subleitos. No entanto, não fica claro no texto como estes módulos foram medidos.

A tabela 1 de Heukelom e Klomp (1962), que reúne estes dados apresenta uma coletânea de 40 valores de módulo E (em Kg/cm2), para solos de várias origens, variando de 70 a 26.000 kg/cm2, com maior concentração de valores até 3.000 kg/cm2.

A tensão vertical atuante no subleito foi calculada por 2 métodos, o de Jeuffroy, resultando num c = 0,008 e o de Acum e Fox, resultando num c = 0,006.

Eq. 5.4

176

Para testar a validade desta expressão para o conjunto de dados analisados nesta tese, faz-ser-á três hipóteses:

a) 1ª Hipótese: Nos trechos observados nos E.U.A., na década de 30, que deram origem ao método de projeto de pavimentos baseado no CBR, considerava-se como limite de ruptura do pavimento um afundamento de trilha de roda de 1” (25,4 mm). Tomando, por hipótese, este valor como resultante da contribuição somente do subleito pode-se preparar a tabela 5.8, levando em conta os ensaios de deformação permanente de todos os materiais deste estudo e mais o de Svenson (1980) e Motta (1991) para testar a fórmula 5.4.

Considerando que para este afundamento, uma espessura de 60 cm do material de subleito (camada em geral retrabalhada) é que contribui como deve ter sido a hipótese inicial do método CBR, têm-se:

ε pmmmm

= =25 4600

0 042, ( )( )

,

Portanto entra-se na equação de laboratório de deformação permanente de cada solo com este valor e calcula-se o número de ciclos de carga que leva a este nível de deformação. Com este valor de N e o valor de módulo resiliente médio de cada material

calculam-se os valores de σv admissível para cada solo, pela equação de Heukelom e

Klomp, considerando c = 0,007.

b) 2ª Hipótese: A segunda hipótese é a de que este nível anterior de deformação permanente admissível da década de 30, hoje é considerado elevado, em casos de alto volume de tráfego e estradas de alta velocidade. Portanto admitindo-se um afundamento de trilha de roda de 15 mm, e os mesmo 60 cm de espessura do subleito, têm-se:

ε p = =15600

0 025,

Da mesma forma anterior, calcula-se as tensões verticais admissíveis pela fórmula 5.4, o que está mostrado agora na tabela 5.9.

c) 3ª Hipótese: A terceira hipótese é a consideração do número N final de cada ensaio de deformação permanente ser tomado como N admissível visto que normalmente se interrompe a aplicação de carga quando o acréscimo de deformação permanente é insignificante para um certo ∆N. Isto está mostrado na tabela 5.10.

177

Tabela 5.8 - Análise da Defornação Permanente - 1ª Hipótese kgf/cm2

Solo Camada εPadm A B NεPadm σd aplic σ3 aplic MR Médio σ1 σ V calc. Referência

B 0,042 0,005 0,110 2,53E+08 3,15 1,05 5.318 4,20 4,636592951 91% EstudoE-100 SB 0,042 0,002 0,060 1,09E+22 3,15 1,05 2.564 4,20 0,936570155 448% Estudo

SL 0,042 0,003 0,100 2,89E+11 3,15 1,05 2.974 4,20 1,977635507 212% EstudoB 0,042 0,001 0,100 1,71E+16 3,15 1,05 2.507 4,20 1,21672007 345% Estudo

E-200 SB 0,042 0,003 0,060 1,27E+19 3,15 1,05 3.911 4,20 1,632815656 257% EstudoSL 0,042 0,001 0,100 1,71E+16 3,15 1,05 4.206 4,20 2,041294222 206% EstudoB 0,042 0,002 0,130 1,48E+10 3,15 1,05 3.812 4,20 2,816872837 149% Estudo

E-300 SB 0,042 0,001 0,040 3,81E+40 3,15 1,05 4.845 4,20 0,988544763 425% EstudoSL 0,042 0,003 0,060 1,27E+19 3,15 1,05 4.844 4,20 2,022336753 208% EstudoB 0,042 0,002 0,080 3,37E+16 3,15 1,05 6.001 4,20 2,864571584 147% Estudo

E-400 SB 0,042 0,003 0,070 2,36E+16 3,15 1,05 3.838 4,20 1,847964201 227% EstudoSL 0,042 0,002 0,070 7,74E+18 3,15 1,05 3.831 4,20 1,616206452 260% EstudoB 0,042 0,004 0,080 5,82E+12 3,15 1,05 5.705 4,20 3,445254148 122% Estudo

E-600 SB 0,042 0,002 0,070 7,74E+18 3,15 1,05 5.110 4,20 2,155785687 195% EstudoSL 0,042 0,002 0,070 7,74E+18 3,15 1,05 3.391 4,20 1,43058107 294% EstudoB 0,042 0,001 0,080 1,95E+20 3,15 1,05 6.538 4,20 2,58020701 163% Estudo

E-800 SB 0,042 0,001 0,090 1,09E+18 3,15 1,05 5.868 4,20 2,58402176 163% EstudoSL 0,042 0,001 0,090 1,09E+18 3,15 1,05 5.526 4,20 2,433419265 173% Estudo

0,042 0,001 0,110 5,71E+14 1,40 0,21 4.000 1,61 2,118313416 76% Svenson(1980) 0,042 0,001 0,090 1,09E+18 0,75 0,21 4.000 0,96 1,761432692 55% " 0,042 0,011 0,090 2,92E+06 1,32 0,21 4.000 1,53 4,343457942 35% " 0,042 0,005 0,120 5,04E+07 0,75 0,21 4.000 0,96 3,754911208 26% " 0,042 0,002 0,110 1,05E+12 0,56 0,21 4.000 0,77 2,549361268 30% " 0,042 0,002 0,090 4,91E+14 0,39 0,21 4.000 0,60 2,126918953 28% " 0,042 0,003 0,070 2,36E+16 0,78 0,21 8.000 0,99 3,851931633 26% " 0,042 0,001 0,090 1,09E+18 0,53 0,21 8.000 0,74 3,522865385 21% " 0,042 0,013 0,050 1,54E+10 1,42 0,21 2.000 1,63 1,475963359 110% " 0,042 0,006 0,070 1,18E+12 0,70 0,21 2.000 0,91 1,269709542 72% " 0,042 0,005 0,070 1,60E+13 0,54 0,21 2.000 0,75 1,17155547 64% " 0,042 0,003 0,090 5,43E+12 0,37 0,21 2.000 0,58 1,210369335 48% " 0,042 0,002 0,060 1,09E+22 2,10 0,70 7.800 2,80 2,849160377 98% Motta(1991) 0,042 0,002 0,080 3,37E+16 3,15 1,05 4.000 4,20 1,909396156 220% " 0,042 0,002 0,040 1,14E+33 0,70 0,70 4.000 1,40 0,99424837 141% "

Argila Amarela (RJ)

Argila Vermelha (RJ)

Argila Vermelha (PR)

Laterita (RR)

Solo Camada εPadm A B NεPadm Referência%

σ1/σVcalc

178

Tabela 5.9 - Análise da Deformação Permanente - 2ª Hipótese kgf/cm2

Solo Camada εPadm A B NεPadm σd aplic σ3 aplicMR Médio σ1 σ V calc. Referência

B 0,025 0,005 0,110 2,26E+06 3,15 1,05 5.318 4,20 5,856837937 72% EstudoE-100 SB 0,025 0,002 0,060 1,91E+18 3,15 1,05 2.564 4,20 1,115002096 377% Estudo

SL 0,025 0,003 0,100 1,62E+09 3,15 1,05 2.974 4,20 2,396540962 175% EstudoB 0,025 0,001 0,100 9,54E+13 3,15 1,05 2.507 4,20 1,394639872 301% Estudo

E-200 SB 0,025 0,003 0,060 2,22E+15 3,15 1,05 3.911 4,20 1,998316349 210% EstudoSL 0,025 0,001 0,100 9,54E+13 3,15 1,05 4.206 4,20 2,339790707 180% EstudoB 0,025 0,002 0,130 2,74E+08 3,15 1,05 3.812 4,20 3,311692401 127% Estudo

E-300 SB 0,025 0,001 0,040 8,88E+34 3,15 1,05 4.845 4,20 1,141613922 368% EstudoSL 0,025 0,003 0,060 2,22E+15 3,15 1,05 4.844 4,20 2,475030527 170% EstudoB 0,025 0,002 0,080 5,14E+13 3,15 1,05 6.001 4,20 3,397445463 124% Estudo

E-400 SB 0,025 0,003 0,070 1,43E+13 3,15 1,05 3.838 4,20 2,255836299 186% EstudoSL 0,025 0,002 0,070 4,68E+15 3,15 1,05 3.831 4,20 1,920445125 219% EstudoB 0,025 0,004 0,080 8,88E+09 3,15 1,05 5.705 4,20 4,298118314 98% Estudo

E-600 SB 0,025 0,002 0,070 4,68E+15 3,15 1,05 5.110 4,20 2,561596082 164% EstudoSL 0,025 0,002 0,070 4,68E+15 3,15 1,05 3.391 4,20 1,699877165 247% EstudoB 0,025 0,001 0,080 2,98E+17 3,15 1,05 6.538 4,20 2,964636781 142% Estudo

E-800 SB 0,025 0,001 0,090 3,41E+15 3,15 1,05 5.868 4,20 2,965416928 142% EstudoSL 0,025 0,001 0,090 3,41E+15 3,15 1,05 5.526 4,20 2,79258588 150% Estudo

0,025 0,001 0,110 5,11E+12 1,40 0,21 4.000 1,61 2,425226754 66% Svenson(1980) 0,025 0,001 0,090 3,41E+15 0,75 0,21 4.000 0,96 2,021415766 47% " 0,025 0,011 0,090 9,15E+03 1,32 0,21 4.000 1,53 6,360740071 24% " 0,025 0,005 0,120 6,68E+05 0,75 0,21 4.000 0,96 4,726898491 20% " 0,025 0,002 0,110 9,37E+09 0,56 0,21 4.000 0,77 3,007392002 26% " 0,025 0,002 0,090 1,54E+12 0,39 0,21 4.000 0,60 2,517960845 24% " 0,025 0,003 0,070 1,43E+13 0,78 0,21 8.000 0,99 4,702107971 21% " 0,025 0,001 0,090 3,41E+15 0,53 0,21 8.000 0,74 4,042831531 18% " 0,025 0,013 0,050 4,79E+05 1,42 0,21 2.000 1,63 2,411598249 68% " 0,025 0,006 0,070 7,15E+08 0,70 0,21 2.000 0,91 1,667155796 55% " 0,025 0,005 0,070 9,67E+09 0,54 0,21 2.000 0,75 1,501933732 50% " 0,025 0,003 0,090 1,70E+10 0,37 0,21 2.000 0,58 1,47024164 39% " 0,025 0,002 0,060 1,91E+18 2,10 0,70 7.800 2,80 3,391972054 83% Motta(1991) 0,025 0,002 0,080 5,14E+13 3,15 1,05 4.000 4,20 2,264586211 185% " 0,025 0,002 0,040 2,65E+27 0,70 0,70 4.000 1,40 1,188358529 118% "

Argila Amarela (RJ)

Argila Vermelha (RJ)

Argila Vermelha (PR)

Laterita (RR)

Solo Camada εPadm A B NεPadm Referência%

σ1/σVcalc

Tabela 5.10 - Análise da Deformação Permanente - 3ª Hipótese

179

kgf/cm2

Estação Camada NεPFinal σd aplic σ3 aplic MR Médio σ1 aplic σ V calc Referência

BA 75.000 3,15 1,05 5.318 4,20 7,231205 58% EstudoE-100 SB 70.000 3,15 1,05 2.564 4,20 3,503076 120% Estudo

SL 70.000 3,15 1,05 2.974 4,20 4,063241 103% EstudoBA 70.000 3,15 1,05 2.507 4,20 3,4252 123% Estudo

E-200 SB 75.000 3,15 1,05 3.911 4,20 5,318022 79% EstudoSL 75.000 3,15 1,05 4.206 4,20 5,719151 73% EstudoBA 65.000 3,15 1,05 3.812 4,20 5,235018 80% Estudo

E-300 SB 35.000 3,15 1,05 4.845 4,20 6,953135 60% EstudoSL 35.000 3,15 1,05 4.844 4,20 6,9517 60% EstudoBA 80.000 3,15 1,05 6.001 4,20 8,123799 52% Estudo

E-400 SB 50.000 3,15 1,05 3.838 4,20 5,368734 78% EstudoSL 80.000 3,15 1,05 3.831 4,20 5,186181 81% EstudoBA 70.000 3,15 1,05 5.705 4,20 7,794481 54% Estudo

E-600 SB 65.000 3,15 1,05 5.110 4,20 7,017561 60% EstudoSL 80.000 3,15 1,05 3.391 4,20 4,590535 91% EstudoBA 100.000 3,15 1,05 6.538 4,20 8,717333 48% Estudo

E-800 SB 100.000 3,15 1,05 5.868 4,20 7,824 54% EstudoSL 100.000 3,15 1,05 5.526 4,20 7,368 57% Estudo

10.000 1,40 0,21 4.000 1,61 6,315789 25% Svenson(1980)10.000 1,75 0,21 4.000 1,96 6,315789 31% "10.000 1,32 0,21 4.000 1,53 6,315789 24% "10.000 0,75 0,21 4.000 0,96 6,315789 15% "10.000 0,56 0,21 4.000 0,77 6,315789 12% "10.000 0,39 0,21 4.000 0,60 6,315789 10% "10.000 0,78 0,21 8.000 0,99 12,63158 8% "10.000 0,53 0,21 8.000 0,74 12,63158 6% "10.000 1,42 0,21 2.000 1,63 3,157895 52% "10.000 0,70 0,21 2.000 0,91 3,157895 29% "10.000 0,54 0,21 2.000 0,75 3,157895 24% "10.000 0,37 0,21 2.000 0,58 3,157895 18% "

100.000 2,10 0,70 7.800 2,80 10,4 27% Motta(1991)100.000 3,15 1,05 4.000 4,20 5,333333 79% "100.000 0,70 0,70 4.000 1,40 5,333333 26% "

Argila Amarela (RJ)

Argila Vermelha (RJ)

Argila Vermellha (PR)

Laterita (RR)

Solo Camada NεP final

%

σ1 aplic/σV calcReferência

180

Na 1ª Hipótese (tabela 5.8) em 20 casos (60%) o valor aplicado da tensão vertical é muito maior do que o calculado, especialmente nos solos granulares; em 2 casos (6%) é aproximadamente igual e em 11 casos (34%) é muito menor. Pode-se concluir que a fórmula subestima muito o valor de Vσ admissível para os solos granulares lateríticos (caso a

hipótese admitida seja válida) o que pode estar lógico visto que deu origem ‘a fórmula. Por outro lado porém nos solos finos argilosos lateríticos os valores são superestimados. Esta é mais uma demonstração da dificuldade de se utilizar correlações empíricas fora do espaço de inferência das mesma.

Na 2ª Hipótese (tabela 5.9) a situação é razoavelmente parecida com a primeira, embora os valores diferindo menos relativamente, onde 54% dos valores calculados estão abaixo do valor aplicado, 4% igual e aproximadamente 42% acima.

Já na 3ª Hipótese (tabela 5.10) parece ser a mais homogênea nos resultados indicando que para valores de N até 105 (100.000) aplicações de carga a fórmula claramente superestima os valores de Vσ admissível na maioria dos casos analisados

(91%).

Diferentes autores tem proposto valores limites para deformação permanente admissível através do limite de deformação específica elástica do subleito, admitindo serem estas relações independentes dos solos e das tensões aplicadas. Estas aproximações são pouco exatas mas se revelam suficientemente acuradas para nível de projeto, segundo opinião de alguns autores.

Alguns exemplos destes limites são:

εz = 21.600 . 10-6 N-0,28 (Nottinghan)

εz = 28.000 . 10-6 N-0,25 (Shell, 1977)

εz = 11.000 . 10-6 N-0,23 (CRR)

εz = 21.000 . 10-6 N-0,24 (LCPC)

Tomando-se a fórmula já citada de Heukelom:

σ σvD

vE

NE N=

+≅ = −0 006

1 0 70 152 0 307,

, log, ,

Mas σ

εvzE

≅ e portanto esta fórmula é bastante diversa das anteriores.

181

Todas estas expressões implicam, para seu uso, de uma discussão sobre a que “N” se refere esta fórmula quando se trata de comparar o tráfego real com o de projeto, pois sabe que os fatores de conversão dos danos dos diversos tipos de eixo para um padrão são extremamente variáveis, resultanto então em N bem diferentes ao se utilizar uma ou outra concepção (entre tantas) de fator de equivalência de carga. É um outro complicador.

Outra questão pertinente também a levantar é fato de se utilzar o módulo elástico constante quando sabe-se que a maioria dos solos e materiais de pavimentação tem módulo resiliente dependente do estado de tensões.

Do trabalho de Pidwerbesky e Steven (1997) extraem-se as seguintes expressões com o autores originais:

εcvs = 0,028 N-0,25 Claessen et al (1997)

εcvs = 0,021 N-0,23 Dunlop et al (1983), rodovia 1ª Classe

εcvs = 0,025 N-0,23 Dunlop et al (1983), rodovia 2ª Classe

εcvs = 0,0085 N-0,14 Manual Autrália Austroads (1992)

εcvs = 0,012 N-0,145 Conclusão Final do Artigo Citado (após medidas

em simuladores de tráfego)

onde: εcvs = deformação específica vertical de compressão no topo do subleito

Estas expressões não são comparáveis em ordem de grandeza aos resultados obtidos no ensaios dos materiais deste estudo.

Já o Instituto do Asfalto dos Estados Unidos, em seu método de dimensionamento MS (1) utilza a seguinte expressão para a consideração de deformação permanente:

N = 1,36 x 10-9 εc(-4,48)

Outro estudo interessante é o de Theyse (1997) que apresenta uma modelagem para dados de afundamentos de trilha medidos com a passagem do HVS em trechos reais de estradas da África do Sul. Segundo este autor, foi proposto por Wolff em 1992, para o estudo da deformação permanente o seguinte modelo:

PD = (mN + a) (1 - e-bN) Eq. 5.5

onde: PD - deformação permanente (ou afundamento da trilha de roda)

N - número de repetições de carga

182

m, a, b - coeficientes experimentais (regressão)

e - base neperiana

Este modelo é composto de uma parte linear e uma parte exponencial. A parte exponencial modela o rápido decréscimo da deformação permanente com o crescimento do número de repetições de carga, mostrando que há uma tendência de estabilização da deformação permanente com o tempo, mantidas todas as outras condições. Isto é claramente observado nos ensaios de laboratório, como já comentado.

Com base neste modelo, e ao final da observação de dezenas de trechos solicitados com o HVS, Theyse (1997) conclui que a deformação permanente tem muito melhor correlação com a tensão vertical aplicada que com a deformação específica vertical. Propôs então o modelo:

PD A eB v= −( )σ 1 Eq. 5.6

Onde: PD - deformação permanente

σv - tensão vertical no topo do subleito

A e B - constantes de regressão

e - base neperiana

Pelos dados levantados Theyse viu que a constante A depende de N, e B depende do tipo de material, sendo que quanto mais resistente o solo, menor o valor de B.

A expressão final do modelo passa a ser:

PD e N ec s B v= −( )σ 1 Eq. 5.7

Para os dados analisados por Theyse têm-se:

c = -10,919

s = 0,813

B = 0,01 (para material com CBR ≥ 80%, diâmetro máximo de partículas de 37,5 mm, IP < 6% e expansão ≤ 0,2%)

B = 0,117 (para CBR ≥ 25%, diâm. máx. 6,3 mm, IP < 12% e expansão < 1,5%)

B = 0,025 (para CBR ≥ 7%, IP < 12% e expansão ≤ 1,5%)

183

A expressão de previsão da deformação permanente segundo Theyse seria portanto:

PD N eB v= × − −18 10 6 0 813 1, [ ]σ Eq. 5.8

Sendo: PD – mm

Vσ - KPa

Esta equação também poderá ser verificada com os valores das trilhas de roda medidos no campo. Entretanto o ideal é somar a contribuição de deformação permanente de cada camada do pavimento.

Citando textualmente o conceituado pesquisador Monismith (1993), em sua análise histórica dos progressos dos métodos de dimensionamento:

“Afundamento nos materiais de pavimentação desenvolve-se gradualmente com o crescimento do número de aplicações de carga, usualmente aparece como depressões longitudinais nas trilhas de rodas acompanhado de pequenos levantamentos nos lados. É causado pela combinação de densificação (decréscimo de volume em consequência aumento de densidade) e deformação cisalhante e pode ocorrer em alguma ou em todas as camadas do pavimento, incluindo o subleito” ...

Discorrendo sobre os métodos de previsão comentados conclui que embora o procedimento de predizer o afundamento da superfície pela contribuição da deformação permanente de cada um dos componentes possa ser mais complexo do que os

procedimentos de simples limitação de σv e εv, é o método que melhor prediz o

desempenho comparativo de dois projetos e de diferentes misturas asfálticas.

Concorda com esta opinião, o autor desta tese, e sugere que se deve continuar a adquirir dados de ensaios de deformação permanente de mais solos brasileiros e outros materiais de pavimentação para utilizar nos projetos mecanísticos de pavimentos, melhorando sempre mais o desempenho dos mesmos. Nesta linha, não é tão importante

trabalhar-se com σvadm ou εvadm só do subleito.

1

CAPÍTULO 6

Análise Estrutural dos Trechos Estudados

6.1 – Levantamento de Superfície

A rede federal situada no Estado de Mato Grosso, compõe-se de 5 rodovias

pavimentadas. Dentro desta malha, utilizaram-se na sua construção, num alto percentual,

materiais “in natura” espalhados na pista sem mistura.

Desta malha, foram selecionados oito trechos para estudo conforme descrito no

Capítulo 5. Cada trecho de 400 m foi submetido ao levantamento da condição da superfície

através do procedimento DNER-PRO 08/78, por 2 técnicos do IPR e pelo autor, durante o mês

de outubro/94.

A Tabela 6.1 mostra os resultados obtidos neste levantamento. Algumas observações

gerais podem ser feitas:

- Embora o método não indique separar as faixas de tráfego para análise, optou-se por

assim fazer por que visualmente um sentido de trânsito apresentava nitidamente

condição diferenciada da outra. Buscava-se alguma relação com o tráfego;

- Uma faixa de tráfego tem sempre valores de IGG maiores que a outra faixa, às vezes

até mudando de conceito;

- Somente o trecho E-600, que teve um reforço de 5cm de CBUQ em 1994, apresenta

conceito bom em ambas as faixas;

- Os trechos E-100, sentido Cuiabá – Porto Velho, e E-300, sentido Santarém – Cuiabá,

estavam na data do levantamento próximos do limite para passar à faixa de conceito

péssimo;

- Considere-se ainda que alguns dos trechos são de tratamento superficial e o método

do IGG não se adequa convenientemente a este tipo de revestimento.

2

Tabela 6.1 – Avaliação superficial dos trechos pelo DNER-PRO 08/78

Estação Pista/Sentido IGG (Intervalo) Conceito Cuiabá/Porto Velho 140,5 (80-150) Mau E-100 Porto Velho/Cuiabá 79,4 (20-80) Regular Cuiabá/Bolívia 24,3 (20-80) Regular E-200 Bolívia/Cuiabá 41,8 (20-80) Regular Cuiabá/Santarém 77,6 (20-80) Regular E-300 Santarém/Cuiabá 147,8 (80-150) Mau Campo Grande/Cuiabá 14,2 (0-20) Bom E-400 Cuiabá/Campo Grande 29,8 (20-80) Regular Cuiabá/Brasília 36,2 (20-80) Regular E-500 Brasília/Cuiabá 42,2 (20-80) Regular Campo Grande/Cuiabá 7,2 (0-20) Bom E-600 Cuiabá/Campo Grande 3,5 (0-20) Bom Barra dos Garças/Nova Xavantina 69,4 (20-80) Regular E-700 Nova Xavantina/Barra dos Garças 94,5 (80-150) Mau Cuiabá/Santarém 63,4 (20-80) Regular E-800 Santarém/Cuiabá 93,6 (80-150) Mau

Foram metidos os afundamentos nas trilhas de roda interna e externa da cada

segmento. A tabela 6.2 mostra a média e o desvio padrão dos afundamentos nas trilhas de

roda. Em todas as Estações a flecha na trilha de roda externa foi maior que a da interna. Os

valores (de 1994) são relativamente baixos, a não ser no trecho E-300, em ambos os sentidos,

que apresentam um valor mais elevado de afundamento das trilhas de roda.

Tabela 6.2 – Afundamentos nas Trilhas de Roda

Flexas nas Trilhas de Roda (mm) Estação Pisto/Sentido Interna Externa

Média D.P. Média D.P. Porto Velho/Cuiabá 3,1 1,7 4,1 2,1E-100 Cuiabá/Porto Velho 1,3 1,0 5,6 2,5Bolívia/Cuiabá 2,9 1,1 5,8 2,2E-200 Cuiabá/Bolívia 3,5 2,0 4,4 2,0Santarém/Cuiabá 21,4 5,5 11,2 10,4E-300 Cuiabá/Santarém 4,7 5,8 14,3 6,2Cuiabá/Campo Grande 2,8 1,5 7,4 1,9E-400 Campo Grande/Cuiabá 0,8 0,6 4,1 1,3Brasília/Cuiabá 1,8 2,5 4,6 3,1E-500 Cuiabá/Brasília 0,6 1,1 3,2 2,5Campo Grande/Cuiabá 0,3 0,7 5,7 2,4E-600 Cuiabá/Campo Grande 0,9 1,2 2,7 1,0Nova Xavantina/Barra dos Garças 4,5 1,9 16,0 4,7E-700 Barra dos Garças/Nova Xavantina 3,2 3,5 6,7 3,3Santarém/Cuiabá 5,5 2,9 7,4 3,1E-800 Cuiabá/Santarém 3,2 1,1 4,8 1,7

3

6.2 – Deflexões pela Viga Benkelman

A avaliação estrutural foi feita utilizando-se um viga Benkelman do IPR, durante o mês

de outubro de 1994, época do início das chuvas na região.

A tabela 6.3 mostra as deflexões médias, os desvios padrão e as deflexões máxima e

mínima de cada subtrecho, bem como a deflexão no local (estaca) do furo de sondagem. A

viga foi passada a cada 40 m (2 estacas) alternadamente em cada faixa de rolamento.

Com base nestas medidas foram escolhidos três pontos para execução da bacia de

deformação: estacas correspondentes ao ponto de máxima, média e mínima deflexão.

Ao se retornar a estes pontos, obtiveram-se as deformadas mostradas nas figuras 6.2 a

6.9. Nem sempre reproduziu-se a situação original esperada quando a medida de deflexão

máxima somente, porém a ordem de grandeza continuou a mesma. Nestas figuras também é

mostrado as deflexões calculadas pelo programa FEPAVE, no item 6.3.2.

Tabela 6.3 – Deflexões Medidas com Viga Benkelmam nos Trechos Analisados

das Rodovias Federais de MT (10-2 mm)

Estação Pista/Sentido Deflexão Média

Desvio Padrão

Valor Máx. Valor Mín.

Deflexão Local do

Furo Porto Velho/Cuiabá 28,0 10,5 40,0 12,0 28,0 E-100 Cuiabá/Porto Velho 25,6 6,0 32,0 16,0 ----- Bolívia/Cuiabá 56,0 8,2 72,0 44,0 56,0 E-200 Cuiabá/Bolívia 52,0 9,0 72,0 40,0 ----- Santarém/Cuiabá 72,0 9,2 88,0 60,0 76,0 E-300 Cuiabá/Santarém 66,8 8,8 80,0 56,0 ----- Cuiabá/Campo Grande 28,4 12,3 52,0 12,0 32,0 E-400 Campo Grande/Cuiabá 28,4 7,2 36,0 16,0 ----- Brasília/Cuiabá 32,8 4,9 44,0 28,0 32,0 E-500 Cuiabá/Brasília 32,8 2,5 36,0 28,0 ----- Campo Grande/Cuiabá 44,4 8,1 56,0 32,0 44,0 E-600 Cuiabá/Campo Grande 37,6 7,6 48,0 28,0 ----- Nova Xavantina/B. Garças 51,6 16,3 76,0 28,0 52,0 E-700 B. Garças/Nova Xavantina 50,4 14,8 76,0 24,0 ----- Santarém/Cuiabá 36,0 6,0 44,0 24,0 36,0 E-800 Cuiabá/Santarém 36,0 3,3 40,0 32,0 -----

A tabela 6.4 mostra as bacias de deformação Máxima, Mínima e Média obtidas no

campo pela viga Benkelman.

4

Tabela 6.4 – Bacias de Deformação Máxima, Mínima e Média Medidas pela Viga

Benkelman.

Distância Radial (cm) Estação Deflexão

(10-2 mm) D0 D20 D50 D100 D180 Máxima 44 28 16 4 0 Mínima 24 16 8 4 0 E - 100 Média 36 28 16 8 0

Máxima 68 52 20 4 0 Mínima 48 32 16 4 0 E - 200 Média 60 32 12 3 0

Máxima 80 76 28 8 0 Mínima 68 52 24 4 0 E - 300 Média 80 60 20 4 0

Máxima 56 44 20 4 0 Mínima 12 8 4 0 0 E - 400 Média 24 20 12 4 0

Máxima 36 32 16 8 0 Mínima 32 24 8 4 0 E - 500 Média 32 24 12 8 0

Máxima 52 36 8 4 0 Mínima 40 36 28 12 0 E - 600 Média 44 36 32 20 0

Máxima 64 52 28 12 0 Mínima 28 20 12 4 0 E - 700 Média 44 24 12 4 0

Máxima 36 24 16 4 0 Mínima 24 16 8 4 0 E - 800 Média 32 24 12 4 0

5

6.3 – Análise pelo Fepave

6.3.1 – Introdução

O primeiro passo para a aplicação de métodos analíticos é calcular a resposta do

pavimento às cargas, ou seja, avaliar as tensões, deformações e deslocamentos nas diferentes

camadas do pavimento, comparando-as a valores críticos ou admissíveis. A teoria da

elasticidade tem sido o método mais utilizado para estimar estes parâmetros.

Para aplicar a teoria da elasticidade, é necessário se conhecer ou determinar dois

parâmetros de cada um dos materiais que compõe o pavimento, módulo de elasticidade e o

coeficiente de Poisson.

Um pavimento real sujeito à cargas não tem só a parcela de deformação elástica

atuando, mas também a parcela plástica, viscosa ou visco-elástica. Muitos materiais

apresentam uma relação tensão-deformação não linear e que variam com o tempo, são

anisotrópicos e não homogêneos. Além disso as condições de contorno das modelagens

admitidas em cada programa de cálculo de tensões-deformações têm influência nos resultados

em relação à teoria elástica clássica.

No entanto, muitos trabalhos já mostram uma boa concordância entre deflexões

medidas com viga Benkelman e as deflexões calculadas através de programas

computacionais, tais como o FEPAVE e ELSYM, a partir de módulos de elasticidade dinâmicos,

obtidos dos ensaios de carga repetida, os chamados módulos resilientes.

Muitos trechos de rodovias tem sido estudados ao longo dos últimos 18 anos, em

trabalhos conjuntos da COPPE/UFRJ com o IPR/DNER, DER/PR, DER/RJ e DER/MG, entre

outros, já relatados em trabalhos de teses e congressos. No entanto, trechos de pavimentos

com uso de solos lateríticos concrecionados (lateríticos granulares) em todas as camadas são

raros nestes estudos. Assim destaca-se a importância deste trabalho no estudo das Lateritas e

seu desempenho em pavimentos rodoviários.

6.3.2 – Análises Realizadas

Com os resultados dos ensaios triaxiais dinâmicos das camadas de base, sub-base e

subleito e dos ensaios de compressão diametral dos revestimentos CBUQ, utilizou-se o

programa FEPAVE com os parâmetros indicados na figura 6.1, para calculas as tensões,

deformações e deflexões do perfil de cada subtrecho, sob carregamento padrão de 8,2 t, raio

da área circular carregada 10,8 cm, pressão média na área carregada de 5,6 kgf/cm2 e

coeficientes de Poisson de 0,25 para revestimento e 0,35 para camada granular.

E-100 E-200

6

TSD MR = 5.000 2,5 CBUQ MR = 54.000 5,0

MR = 5.318 16,0 MR = 2.780 σ30,22 22,0

MR = 2.676 σ30,15 20,0 MR = 4.505 σ3

0,36 18,0 MR = 3.365 σ3

0,28 MR = 4.438 σ30,15

E-300 E-400 CBUQ MR = 46.000 5,0 CBUQ MR = 52.000 5,0

MR = 2.676 σ30,28 18,0 CBUQ MR = 44.000 15,0

MR = 4.845 14,0 MR = 6.396 σ30,20 13,0

MR = 4.844 MR = 4.456 σ30,37 19,0

MR = 4.425 σ30,37

E-500 E-600

TSD MR = 5.000 2,5 CBUQ MR = 54.000 5,0

MR = 6.972 17,0 CBUQ MR = 40.000 15,0 MR = 4.627 σ3

0,23 13,0 MR = 5.705 16,0 MR = 3.917 σ3

0,24 MR = 5.463 σ30,18 16,0

MR = 3.787 σ30,29

E-700 E-800

TSD MR = 5.000 2,5 TSD MR = 5.000 2,5 MR = 4.632 σ3

0,18 18,0 MR = 6.883 σ30,11 16,0

MR = 5.007 σ30,27 19,0 MR = 6.255 σ3

0,15 16,0

MR = 4.272 MR = 4.880 σ3-0,21

Figura 6.1 – Perfis de Pavimento de Cada Subtrecho (sem Escala) Utilizados na Análise

Numérica (Módulo Resiliente – kgf/cm2 e Espessura – cm)

A tabela 6.5 mostra a bacia de deformação calculada pelo Programa FEPAVE.

Tabela 6.5 – Bacia de Deformação Calculada pelo Programa FEPAVE2

Distância Radial (cm) Estação

D0 D19 D35 D57 D90 D140 E - 100 46 36 26 17 10 6 E - 200 55 30 14 7 4 2 E - 300 22 13 7 3 2 1 E - 400 25 23 20 16 12 9 E - 500 35 27 19 12 7 4 E - 600 19 17 15 12 9 7 E - 700 29 15 7 4 2 1 E - 800 11 5 2 1 1 0

Nas figuras 6.2 a 6.9 são mostrados as deformadas média, mínima e máxima obtidas no

7

campo pela Viga Benkelman, bem como as deformadas calculadas pelo FEPAVE. O ajuste das

curvas foi obtido pelo programa estatístico STATGRAPHICS usando o seguinte modelo,

conforme Tabela 6.6:

( ) nKx

DxD

+=1

0 Eq. 6.1

Pode-se observar pelo exame destas figuras que a deflexão calculada pelo programa

FEPAVE é menor que as de campo obtidas pela Viga Benkelman em alguns trechos de estudo.

Isso deve-se a pouca variabilidade do módulo de resiliência com o estado de tensões, onde o

mesmo tende a ser constante (baixos valores de K2).

O objetivo desta avaliação era confirmar o tipo de comportamento que vem sendo

obtido com os materiais lateríticos graúdos em rodovias em serviço para servir de subsídios

para a interpretação dos resultados de laboratório, quer dos ensaios dinâmicos, quer da

caracterização MCV/MCT.

Os valores de deflexão e de afundamento nas trilhas relativamente baixos confirmam a

característica de bom comportamento dos materiais empregados nestes trechos, todos

lateríticos grosso naturais sem qualquer mistura de material estabilizante ou correção

granulométrica.

Os altos valores de módulos resilientes também observados em laboratório estão de

acordo com este bom desempenho de campo dos trechos analisados, representativos da

malha federal do Estado de Mato Grosso.

Tabela 6.6 - Ajuste das Bacias de Deflexão pelo Programa Estatístico STATGRAPHICS E-100 E-200 Parâmetros DMIN DMÁX DMÉD DCALC DMIN DMÁX DMÉD DCALC

k 0,00117 0,00093 0,00044 0,00240 0,00044 0,00005 0,00066 0,00302n 1,88 1,97 2,01 1,62 2,17 2,72 2,23 1,91R2 0,997 0,995 0,990 0,999 0,998 0,999 0,999 0,999

E-300 E-400 Parâmetros DMIN DMÁX DMÉD DCALC DMIN DMÁX DMÉD DCALC

k 0,00015 0,00002 0,00003 0,00294 0,00017 0,00013 0,00009 0,00149n 2,40 2,86 2,94 1,86 2,45 2,43 2,38 1,75R2 0,997 0,980 0,999 0,999 0,990 0,997 0,997 0,996

E-500 E-600 Parâmetros DMIN DMÁX DMÉD DCALC DMIN DMÁX DMÉD DCALC

k 0,00150 0,00015 0,00092 0,00229 0,00006 0,00010 0,00018 0,00234n 2,06 2,26 1,90 1,66 2,45 2,66 2,07 1,70R2 0,979 0,983 0,989 0,999 0,985 0,989 0,933 0,996

E-700 E-800 Parâmetros DMIN DMÁX DMÉD DCALC DMIN DMÁX DMÉD DCALC

k 0,00052 0,00016 0,00226 0,00509 0,00117 0,00084 0,00020 0,00498n 2,03 2,28 1,83 1,78 1,88 1,93 2,31 1,87R2 0,995 0,994 0,998 0,999 0,994 0,987 0,998 0,995

8

0

5

10

15

20

25

30

35

40

45

50

0 20 40 60 80 100 120 140 160 180

DISTÂNCIA RADIAL (cm) D

EFLE

XÕES

(0,0

1mm

)

DminDmáxDmédDcalc

Figura 6.2 – Bacias de Deflexão – E100

BR-174 – Pontes e Lacerda – MT

0

10

20

30

40

50

60

70

80

0 20 40 60 80 100 120 140 160 180

DISTÂNCIA RADIAL (cm)

DEF

LEXÕ

ES (0

,01m

m)

DminDmáxDmédDcalc

Figura 6.3 – Bacias de Deflexão – E200

BR-070 – Várzea Grande – MT

9

0

10

20

30

40

50

60

70

80

90

100

0 20 40 60 80 100 120 140 160 180

DISTÂNCIA RADIAL (cm)

DEF

LEXÕ

ES (0

,01m

m)

DmínDmáxDmédDcalc

Figura 6.4 – Bacias de Deflexão – E300

BR-163/364 – Várzea Grande

0

10

20

30

40

50

60

0 20 40 60 80 100 120 140 160 180

DISTÂNCIA RADIAL (cm)

DEF

LEXÕ

ES (0

,01m

m)

DmínDmáxDmédDcalc

Figura 6.5 – Bacias de Deflexão – E400

BR-163/364 – Cuiabá – MT

10

0

10

20

30

40

50

60

0 20 40 60 80 100 120 140 160 180

DISTÂNCIA RADIAL (cm) D

EFLE

XÕES

(0,0

1mm

)

DmínDmáxDmédDcalc

Figura 6.6 – Bacias de Deflexão – E500

BR-070 – Campo Verde – MT

0

10

20

30

40

50

60

0 20 40 60 80 100 120 140 160 180

DISTÂNCIA RADIAL (cm)

DEF

LEXÕ

ES (0

,01m

m)

DmínDmáxDmédDcalc

Figura 6.7 – Bacias de Deflexão – E600

BR-163/364 – Rondonópolis – MT

11

0

10

20

30

40

50

60

70

0 20 40 60 80 100 120 140 160 180

DISTÂNCIA RADIAL (cm)

DEF

LEXÕ

ES (0

,01m

m)

DmínDmáxDmédDcalc

Figura 6.8 – Bacias de Deflexão – E700

BR-158 – Barra do Garças – MT

0

5

10

15

20

25

30

35

40

0 20 40 60 80 100 120 140 160 180DISTÂNCIA RADIAL (cm)

DEF

LEXÕ

ES (0

,01m

m)

DmínDmáxDmédDcalc

Figura 6.9 – Bacias de Deflexão – E800

BR-163 – Sorriso - MT

195

CAPÍTULO 7 Proposta de Enquadramento dos Solos

Lateríticos Granulares na Classificação MCT

7.1 - Análise dos Valores de Pi Adotados e dos Coeficientes c e d no Ensaio MCV de Parsons

O ensaio da perda de massa por imersão foi desenvolvido por Nogami e Villibor com o objetivo específico de distinguir os solos tropicais de comportamento laterítico dos não lateríticos, quando os mesmos possuem características similares no que se relaciona ao coeficiente d’ e à inclinação da curva Mini-MCV (ou de deformabilidade).

O ensaio da Perda de Massa por Imersão é realizado em corpos de prova obtidos pela compactação Mini-MCV. Cada corpo de prova é extraído parcialmente do molde de compactação com uma saliência de 1 cm, transferido para uma cuba e colocado horizontalmente com apoio adequado. A cuba é preenchida com água. Neste momento, inicia-se a observação do comportamento dos corpos de prova que é muito importante nas primeiras horas. Em 24 horas, esgota-se a cuba e secam-se as cápsulas que contém a parte desagregada dos corpos de prova, obtendo-se as respectivas massas secas. As massas secas obtidas são expressas em porcentagem da massa seca da parte do corpo de prova inicialmente saliente (1 cm), que por definição é a Perda de massa por Imersão (Pi). Traça-se a curva de variação das porcentagens acima obtidas em função do Mini-MCV. Para fins classificatórios toma-se o valor de Pi correspondente a Mini-MCV 10.

Segundo Nogami e Villibor (1995), quando os solos compactados pela metodologia do Mini-MCV forem solos lateríticos, os resultados de Pi apresentam nítido decréscimo após o teor de umidade correspondente a Mini-MCV = 10. Nas argilas e argilas lateríticas, freqüentemente o Pi próximo ao Mini-MCV = 10 é zero ou muito baixo, mas para Mini-MCV decrescente (ramo úmido) o Pi tende a crescer. Já nas areias argilosas lateríticas, a tendência é similar, mas o decréscimo de Pi ocorre para Mini-MCV bem mais elevado, e a condição de Pi = 0 só ocorre para Mini-MCV acima de 15.

A análise classificatória da Metodologia MCT considera o valor Mini-MCV igual a 10, como ponto referencial, embora haja possibilidade de tomar-se o parâmetro Pi para Mini-MCV igual a 15 caso ocorra valores elevados de massa específica aparente seca.

196

Vertamatti (1988), estudando solos regionais lateríticos de textura fina da Amazônia até então não considerados no processo de desenvolvimento da nova metodologia de classificação de solos de Nogami e Villibor (1981), analisou a sensibilidade da metodologia MCT através de uma variação dos parâmetros c’ e e’, sendo que a alteração de e’ foi representada por uma mudança no valor de Pi, por correlacionar-se diretamente ao Mini-MCV e por ser mais sensível ao caráter genético dos solos do que d’.

O autor acima referido, procurou então definir que condição Mini-MCV adotar. Tomou como mais significativo o intervalo de variação do Mini-MCV de 6 a 16, pois fora desta faixa as amostras estariam úmidas ou secas demais. Observando o desenvolvimento das curvas c’ x Mini-MCV concluiu que (Fig. 7.1):

− as condições de Mini-MCV 6 e 8 têm pouca diferenciação relativa entre si e se constituem de pontos com umidades mais elevadas, onde as curvas mantém-se de certa forma ainda agrupadas;

− para Mini-MCV igual a 10 há um início de variação mais acentuada do c’, inclusive com maior separação entre curvas;

− o ponto Mini-MCV 16 corresponde a umidades muito baixas, ocorrendo maior imprecisão na definição do c’ e convergência mais acentuada das curvas;

− logo, as condições entre Mini-MCV 12 e 14 seriam as mais propícias para definição dos parâmetros c’ e e’.

Em relação as curvas de Pi observou que (Fig. 7.2):

− as condições entre Mini-MCV 6 e 8 revelam pouca distinção de comportamento entre si;

− para o Mini-MCV igual a 10 inicia-se uma maior diferenciação das curvas;

− e que os pontos 12, 14 e 16 apresentam valores de Pi cada vez mais discrepantes em relação à condição 10.

Vertamatti realizou então um teste de hipótese que consistiu em readotar-se os parâmetros classificatórios para a condição de Mini-MCV igual a 14, tomada como verdadeira a princípio, já que expressava uma condição intermediária de variação paramétrica para representar diferentes comportamentos dos materiais. Obteve os novos valores de c’ e e’ nesta condição. De uma maneira geral, observou que a variação de c’ foi expressiva, separando materiais que ocupavam posições próximas entre si no ábaco MCT. Quanto ao e’, recalculado apenas pela variação de Pi, os materiais sofreram pouco

197

Figura 7.1 – Curvas de c’ x Mini-MCV de Solos Amazônicos de Textura Fina (Vertamatti, 1988)

deslocamento, mantendo a sua classificação inicial. A hipótese é rejeitada pelo autor, por considerá-la avançada demais. Prefere reforçar a idéia dos solos considerados de caráter transicionais entre lateríticos e não lateríticos, além de realçar a condição de Mini-MCV igual a 10 como um ponto singular e adequado para bem caracterizar a componente genética de solos amazônicos de textura fina.

O Pi não foi determinado no ensaio MCV por considerar-se um avanço maior a ser perseguido futuramente. No ensaio MCV, então utilizou-se o Pi calculado no ensaio Mini-MCV. Logo, a curva de deformabilidade para fixar o Pi a ser usado na classificação permaneceu a de Mini-MCV = 10. Calculou-se Pi para a curva de Mini-MCV = 12, somente para fins comparativos e verificou-se que não altera nada a classificação MCT (ver Apêndice E). Entretanto, baseou-se em estudos de Vertamatti (1988) sobre solos tropicais

198

Fifura 7.2 – Curvas de Pi x Mini-MCV de Solos Amazônicos de Textura Fina (Vertamatti, 1988)

199

da Amazônia brasileira, onde se multiplica os valores de Pi por coeficientes adicionais em função da forma de desagregação da parte saliente dos corpos de prova imersos, com os seguintes critérios:

− 0,25 Pi (queda do bloco maciça);

− 0,50 Pi (queda parcial do bloco);

− 0,75 Pi (queda fragmentada).

No presente estudo preferiu-se adotar um único coeficiente (0,50 Pi) em todos os ensaios, considerando a semelhança dos ensaios como um todo.

Já o coeficiente c foi determinado no ensaio MCV, e preferiu-se adotar a curva de deformabilidade de MCV = 12 para a sua determinação, considerando as maiores dimensões dos corpos de prova do ensaio (φ = 10 cm).

O valor do parâmetro d é tomado no ramo seco da curva de compactação correspondente a 24 golpes e não na de 12 golpes como é para a determinação de d’, porque aquela curva representa uma energia mais compatível ao Proctor Normal devido ao aumento das medidas do corpo de prova e altura de queda do ensaio de Parsons.

Com esta sistemática apresentada calculou-se o índice e, e em conjunto com o coeficiente c usou-se a própria classificação MCT do ensaio Mini-MCV. Os solos pedregulhos irão compor com as areias nas classificações NA e LA.

A Figura 7.3 mostra a classificação obtida dos solos deste estudo com a nova sistemática, onde verifica-se que todos os solos enquadram-se na classificação MCT como de comportamento laterítico.

200

Figura 7.3 – Diagrama de Classificação com os Parâmetros c e e do Ensaio MCV - Parsons

201

7.2 - Resultados de Ensaios MCV de Solos Tropicais do Nordeste Brasileiro e da Costa do Marfim-África para Fins Comparativos

Neste item são apresentados para fins comparativos resultados de ensaios MCV de alguns solos tropicais do Nordeste brasileiro (Rapport Interne, 1981) e outros solos tropicais Africanos da Costa do Marfim (Tweneboah, 1981).

As Tabelas 7.1, 7.2 e 7.3 mostram respectivamente a caracterização, granulometria e os coeficientes a, b e c calculados dos solos do Nordeste. Já as Tabelas 7.4 e 7.5 mostram a caracterização e os parâmetros a, b e c calculados dos solos tropicais da Costa do Marfim.

Tabela 7.1 - Caracterização e Classificação dos Solos Tropicais do Nordeste

Brasileiro (Rapport Interne, 1981)

Granulometria (%) - mm

Grão máx. < 9,5 < 4,8 < 2,0 < 0,42 < 0,075

ARPB SM A-2-7 41,6 31,3 10,3 19,1 86,2 70,4 52,8 37,1 18,0

CTPB SC A-2-4 31,2 22,8 8,4 19,1 91,4 76,5 57,8 43,4 21,4

JPPB SC A-2-6 35,6 24,0 11,6 19,1 90,3 77,7 62 45,9 22,6

SPPB SM A-2-4 34,5 25,6 8,9 19,1 86,3 69,9 50,3 33,6 17,0

TEPB SM A-2-6 38,8 27,3 11,5 19,1 99,6 97,3 86,2 57,4 30,0

MAPA SM-SC A-2-4 27,2 20,9 6,3 19,1 88,9 64,7 47,4 39,8 24,6

MOPA SM A-7-6 42,6 29,0 13,6 19,1 90,0 76,5 70,1 64,6 44,2

BUPI SM-SC A-4 21,2 16,8 4,4 19,1 88,5 73,7 65,2 61,8 36,6

CAPI GC A-2-4 26,5 19,2 7,3 19,1 81,4 56,9 43,7 38,8 22,1

GIPI ML A-4 35,2 25,7 9,5 9,5 100,0 99,5 95,7 87,2 79,6

PIPI GM A-1-b 23,1 NP NP 19,1 85,1 52,2 31,8 28,0 20,9

TEPI SC A-2-4 29,3 19,8 9,5 19,1 96,0 87,8 77,1 64,4 31,0

PDMA GM A-2-4 31,7 23,7 8,0 19,1 80,5 51,7 29,7 22,9 17,3

SLMA SM A-2-4 16,9 NP NP 19,1 88,1 75,1 66,3 60,6 23,3

VGMA SM A-2-6 34,7 24,3 10,4 19,1 90,4 68,1 49,6 44,9 35,0

VSMA SM-SC A-2-4 24,6 18,0 6,6 19,1 85,0 65,9 56,2 45,8 27,0

LP (%) IP (%)Solos

Nordeste brasileiro

USCS ASSTHO LL (%)

202

Tabela 7.2 - Granulometria e Faixas do DNER dos Solos Tropicais do Nordeste Brasileiro (Rapport Interne, 1981)

Solos do Nordeste Brasileiro

Pedregulho (%) > 2,0 mm

Areia (%) 2,0 - 0,075 mm

Fração Fina (%) < 0,075 mm Faixa DNER

ARPB 47,2 34,8 18,0 BCTPB 42,2 36,4 21,4 BJPPB 38,0 39,4 22,6 * (mais fino)SPPB 49,7 33,3 17,0 BTEPB 13,8 56,2 30,0 * (mais fino)MAPA 52,6 22,8 24,6 BMOPA 29,9 25,9 44,2 * (mais fino)BUPI 34,8 28,6 36,6 * (mais fino)CAPI 56,3 21,6 22,1 AGIPI 4,3 16,1 79,6 * (mais fino)PIPI 68,2 10,9 20,9 ATEPI 22,9 46,1 31,0 * (mais fino)

PDMA 70,3 12,4 17,3 ASLMA 33,7 43,0 23,3 * (mais fino)VGMA 50,4 14,6 35,0 * (mais fino)VSMA 43,8 29,2 27,0 A

Tabela 7.3 - Parâmetros a, b e c de Parsons dos Solos do Nordeste Brasileiro

Parâmetros MCV-Parsonsa b c

1. ARPB Areia - PB 20,89 0,44 2,3 Silte-baixa plast.2. CTPB Cuité - PB 20,70 0,65 2,2 Argila-baixa plast.3. JPPB João Pessoa - PB 24,14 0,64 2,8 Silte-baixa plast.4. SPPB Sapé Mari - PB 27,56 0,83 2,0 Argila-baixa plast.5. TEPB Teixeira - PB 29,97 0,89 2,2 Argila-média plast.6. MAPA Maguari - PA 21,06 0,56 2,9 Silte-baixa plast.7. MOPA Mosqueiro - PA 31,32 0,93 4,0 Argila-média plast.8. BUPI Buriti das Lopes - PI 16,75 0,54 2,1 Areia-bem graduad.9. CAPI Castelo - PI 14,04 0,41 1,6 Areia-bem graduad.10. GIPI Gilbués - PI 29,52 1,01 2,0 Argila-média plast.11. PIPI Picos - PI 16,49 0,34 3,0 Areia-bem graduad.12. TEPI Terezina - PI 23,74 0,83 3,0 Argila-baixa plast.13. PDMA Presidente Dutra - MA 21,33 0,58 3,3 Silte-baixa plast.14. SLMA São Luis - MA 14,52 0,47 1,6 Areia-bem graduad.15. VGMA Vargem Grande - MA 23,80 0,83 3,3 Argila-baixa plast.16. VSMA Vila Sarney - MA 17,87 0,52 3,1 Areia-bem graduad.

Solos do Nordeste do Brasil Loacalidade Classificação de

Parsons

203

Tabela 7.4 - Caracterização e Classificação dos Solos Tropicais da Costa do Marfim - África (Tweneboah, 1981)

Plasticidade Classificações

LL (%) LP (%) IP (%) ASTM AASTHO

-- -- -- 2,71 GM A-1-b24,7 15,9 8,8 2,67 GC A-1-b43,4 34,4 9 2,79 ML A-540,9 31,7 9,2 2,75 ML A-545,4 35,9 9,5 2,64 SM A-545,3 36,6 9 2,63 SM A-538,2 16,1 22,1 2,73 SC A-2-636,8 16,5 20,3 2,75 SC A-6

Costa do Marfim - Grupo 1c

Costa do Marfim - Grupo 1d

Densidade das Partículas

Sólidas - GsSolo

Costa do Marfim - Grupo 1a

Costa do Marfim - Grupo 1b

Tabela 7.5 - Parâmetros a, b, c dos Solos Tropicais da Costa do Marfim - África

Parâmetro MCV - Parsons

a b c

12,3 0,4 1,5 Pedregulho Arenoso

11,9 0,4 1,1 bem graduado

43,5 1,5 1,5 Argila

40,1 1,4 1,3 alta plasticidade

31,0 1,0 2,1 Argila

30,7 1,2 1,1 média plasticidade

22,0 0,6 2,8 Silte

20,0 0,6 3,3 baixa plasticidade

Costa do Marfim - Grupo 1c

Costa do Marfim - Grupo 1d

Classificação de ParsonsSolo

Costa do Marfim - Grupo 1a

Costa do Marfim - Grupo 1b

204

7.3 - Análise dos Parâmetros a, b, c, d de Parsons

Os parâmetros a e b de Parsons dos solos deste estudo (respectivamente coeficiente linear e angular da equação w = a - b MCV que relaciona o teor de umidade de compactação do solo com o valor do MCV correspondente) seguem a mesma tendência de variação dos solos tropicais do Nordeste do Brasil e da Costa do Marfim na África (Figura 7.4).

O parâmetro a dos solos deste estudo tem variação menor (10 a 20) do que os solos do Nordeste (15 a 30) e da África (12 a 44). Os solos do Nordeste são mais finos que os solos estudados nesta tese e os solos da África cobrem quatro grupos de granulometria bem distintas, mas também mais finos que os solos estudados. Os solos de base apresentam variação do parâmetro a um pouco maior que os solos de sub-base e subleito (Figuras 7.7, 7.8 e 7.9).

O parâmetro b dos solos deste estudo variam de 0,20 a 1,00, independente de ser base, sub-base e subleito. O parâmetro b dos solos do Nordeste variam de 0,40 a 1,00 e os da África de 0,40 a 1,50 (Figuras 7.6 e 7.7).

O parâmetro c, ou seja a inclinação da curva de deformabilidade de MCV = 12 dos solos deste estudo variam de 0,60 a 1,60 (ver Figuras 7.5 e 7.6). Os solos de base variam menos (de 0,60 a 1,20) que os de sub-base e subleito e, também, apresentam curva de tendência crescente em relação aos parâmetros a e b, enquanto que os solos de sub-base e subleito variam mais (de 0,60 a 1,60) e apresentam curva de tendência decrescente em relação aos mesmos parâmetros a e b (Figuras 7.7, 7.8 e 7.9).

Os solos tropicais do Nordeste apresentam variação do parâmetro c de 1,5 a 3,5, enquanto que os solos da África (Costa do Marfim) variam de 1,0 a 3,0 (ver Figuras 7.5 e 7.6). Os solos de base deste estudo apresentam a mesma tendência de variação em relação aos parâmetros a e b que os solos do Nordeste brasileiro, ou seja, crescente, enquanto que os solos de sub-base e subleito apresentam a mesma tendência dos solos da África, qual seja, decrescente em relação a estes mesmos parâmetros a e b (Figuras 7.5, 7.6, 7.7, 7.8 e 7.9).

Foi analisado também a variação do parâmetro d de Parsons em relação aos parâmetros a, b e c somente dos solos deste estudo já que dos outros solos de referência (Nordeste e África) não foi possível calculá-los por não se dispor de dados necessários como por exemplo os de densidade final e correção de densidades (massas específicas aparente seca) para 24 golpes.

205

O parâmetro ou coeficiente d, que é a inclinação da parte reta da curva de compactação no ramo seco correspondente a 24 golpes tomando as massas específicas em kgf/cm3, varia de 30 a 200, independente do solo ser de base, sub-base ou subleito (Figuras 7.10, 7.11 e 7.12).

Os parâmetros a, b e c normalmente apresentam tendência de diminuir ligeiramente com o aumento do coeficiente d (Figura 7.13).

Realizada a análise pode-se concluir que:

a) Os Parâmetros a e b apresentam a mesma tendência de variação que os solos tropicais do Nordeste do Brasil e da Costa do Marfim na África. Individualmente. o parâmetro a apresenta valores ligeiramente menores e o parâmetro b valores intermediários;

b) O Parâmetro c apresenta valores visivelmente menores (0,60 a 1,60) que os solos do Nordeste do Brasil (1,5 a 3,5) e da Costa do Marfim na África (1,0 a 3,0).

Já o Parâmetro d não foi possível comparar com os referidos solos, uma vez que não se pode calcular as densidades de cada energia de compactação (nº de golpes) dos corpos de prova do ensaio MCV-Parsons, por não dispor-se de dados. Nos solos deste estudo variou de 30 a 200, independente de ser base, sub-base ou subleito.

206

Todos os Solos Tropicais Analisados

0,0

0,2

0,4

0,6

0,8

1,0

1,2

1,4

1,6

0 5 10 15 20 25 30 35 40 45a

b

Solos deste Estudo

0,0

0,2

0,4

0,60,8

1,0

1,2

1,4

1,6

0 5 10 15 20 25

a

b

Solos do Nordeste - Brasil

0,0

0,2

0,4

0,6

0,8

1,0

1,2

0 5 10 15 20 25 30 35a

b

Solos da Costa do Marfim - África

0,0

0,2

0,4

0,6

0,8

1,0

1,2

1,4

1,6

0 5 10 15 20 25 30 35 40 45a

b

Figura 7.4 - Variação dos Parâmetros a e b de Parsons

207

Todos os Solos Tropicais Analisados

0,0

0,5

1,0

1,5

2,0

2,5

3,0

3,5

4,0

0 5 10 15 20 25 30 35 40 45a

c

Solos deste Estudos

0,00,20,40,60,81,01,21,41,61,8

0 5 10 15 20 25a

c

Solos do Nordeste - Brasil

0,0

0,51,01,5

2,02,53,0

3,54,0

0 5 10 15 20 25 30 35a

c

Solos da Costa do Marfim - África

0,0

0,5

1,0

1,5

2,0

2,5

3,0

3,5

0 5 10 15 20 25 30 35 40 45a

c

Figura 7.5 - Variação dos Parâmetros a e c de Parsons

208

Todos os Solos Tropicais Analisados

0,0

0,5

1,0

1,52,0

2,5

3,0

3,5

4,0

0,00 0,20 0,40 0,60 0,80 1,00 1,20 1,40 1,60b

c

Solos deste Estudo

0,00,20,40,60,81,01,21,41,61,8

0,0 0,2 0,4 0,6 0,8 1,0 1,2 1,4 1,6b

c

Solos do Nordeste - Brasil

0,0

0,5

1,0

1,5

2,0

2,5

3,0

3,5

4,0

0,0 0,2 0,4 0,6 0,8 1,0 1,2b

c

Solos da Costa do Marfim - África

0,0

0,5

1,0

1,5

2,0

2,5

3,0

3,5

0,0 0,2 0,4 0,6 0,8 1,0 1,2 1,4 1,6b

c

Figura 7.6 - Variação dos Parâmetros b e c de Parsons

209

Gráfico de a x b dos Solos de Base

0,0

0,2

0,4

0,6

0,8

1,0

1,2

1,4

1,6

0 5 10 15 20 25

a

b

Gráfico de a x c dos Solos de Base

0,0

0,2

0,4

0,6

0,8

1,0

1,2

1,4

0 5 10 15 20 25a

c

Gráfico de b x c dos Solos de Base

0,0

0,2

0,4

0,6

0,8

1,0

1,2

1,4

0,0 0,2 0,4 0,6 0,8 1,0 1,2 1,4 1,6

b

c

Figura 7.7 - Variação dos Parâmetros a x b, a x c e b x c de Parsons para os Solos de Base deste Estudo

210

Gráfico de a x b dos Solos de Sub-base

0,0

0,1

0,2

0,3

0,4

0,5

0,6

0,7

0,8

0,9

1,0

0 2 4 6 8 10 12 14 16 18 20

a

b

Gráfico de a x c dos Solos de Sub-base

0,0

0,2

0,4

0,6

0,8

1,0

1,2

1,4

1,6

1,8

0 2 4 6 8 10 12 14 16 18 20a

c

Gráfico de b x c dos Solos de Sub-base

0,0

0,2

0,4

0,6

0,8

1,0

1,2

1,4

1,6

1,8

0,0 0,1 0,2 0,3 0,4 0,5 0,6 0,7 0,8 0,9 1,0b

c

Figura 7.8 - Variação dos Parâmetros a x b, a x c e b x c de Parsons para os Solos de Sub-base deste Estudo

211

Gráfico de a x b dos Solos de Subleito

0,0

0,1

0,2

0,3

0,4

0,5

0,6

0,7

0,8

0 5 10 15 20 25

a

b

Gráfico de a x c dos Solos de Subleito

0,0

0,2

0,4

0,6

0,8

1,0

1,2

1,4

1,6

1,8

0 5 10 15 20 25

a

c

Gráfico de b x c dos Solos de Subleito

0,0

0,2

0,4

0,6

0,8

1,0

1,2

1,4

1,6

1,8

0,0 0,1 0,2 0,3 0,4 0,5 0,6 0,7 0,8b

c

Figura 7.9 - Variação dos Parâmetros a x b, a x c e b x c de Parsons para os Solos de Subleito deste Estudo

212

Gráfico de d x a dos Solos de Base

0

5

10

15

20

25

0 20 40 60 80 100 120 140 160 180 200

d

a

Gráfico de d x b dos Solos de Base

0,0

0,2

0,4

0,6

0,8

1,0

1,2

1,4

1,6

0 20 40 60 80 100 120 140 160 180 200

d

b

Gráfico de d x c dos Solos de Base

0,0

0,2

0,4

0,6

0,8

1,0

1,2

1,4

0 20 40 60 80 100 120 140 160 180 200

d

c

Figura 7.10 - Variação do Coeficiente d em Relação aos Parâmetros a, b e c de Parsons para os solos de Base deste Estudo

213

Gráfico de d x a dos Solos de Sub-base

0

2

4

6

8

10

12

14

16

18

20

0 20 40 60 80 100 120 140 160 180

d

a

Gráfico de d x b dos Solos de Sub-base

0,0

0,1

0,2

0,3

0,4

0,5

0,6

0,7

0,8

0,9

1,0

0 20 40 60 80 100 120 140 160 180

d

b

Gráfico de d x c dos Solos de Sub-base

0,0

0,2

0,4

0,6

0,8

1,0

1,2

1,4

1,6

1,8

0 20 40 60 80 100 120 140 160 180

d

c

Figura 7.11 - Variação do Coeficiente d em Relação aos Parâmetros a, b e c de Parsons, para os solos de Sub-base deste Estudo

214

Gráfico de d x a dos Solos de Subleito

0

5

10

15

20

25

0 20 40 60 80 100 120 140 160 180 200

d

a

Gráfico de d x b dos Solos de Subleito

0,0

0,1

0,2

0,3

0,4

0,5

0,6

0,7

0,8

0 20 40 60 80 100 120 140 160 180 200

d

b

Gráfico de d x c dos Solos de Subleito

0,0

0,2

0,4

0,6

0,8

1,0

1,2

1,4

1,6

1,8

0 20 40 60 80 100 120 140 160 180 200

d

c

Figura 7.12 - Variação do Coeficiente d com os Parâmetros a, b e c de Parsons para os Solos de Subleito deste Estudo

215

d x a

0

5

10

15

20

25

0 20 40 60 80 100 120 140 160 180 200d

a

d x b

0,0

0,2

0,4

0,6

0,8

1,0

1,2

1,4

1,6

0 20 40 60 80 100 120 140 160 180 200d

b

d x c

0,0

0,2

0,4

0,6

0,8

1,0

1,2

1,4

1,6

1,8

0 20 40 60 80 100 120 140 160 180 200d

c

Figura 7.13 - Variação do Coeficiente d com os Parâmetros a, b e c de Parsons, para os Solos de Base, Sub-base e Subleito deste Estudo

216

7.4 - Análise Comparativa dos Parâmetros do Mini-MCV e MCV para os Solos em Estudo

Apresenta-se uma comparação entre os parâmetros obtidos nos ensaios de MCV e de Mini-MCV para os solos em estudo, lembrando-se que para se fazer o ensaio Mini-MCV foi necessário escalpelar uma grande fração graúda dos solos (retida na # 2 mm).

A Tabela 7.6 mostra os valores dos coeficientes a, b, c e d do ensaio de MCV-Parsons e a Tabela 7.7 os coeficientes a’, b’, c’ e d’ do Ensaio Mini-MCV, para os solos deste estudo, detalhados no Capítulo 4.

As Figuras 7.14, 7.15, 7.16 e 7.17 permitem comparar os valores respectivamente de a x a’, b x b’, c x c’ e d x d’ de todos os solos estudados.

Tabela 7.6 - Parâmetros a, b, c, d do Ensaio MCV-Parsons dos Solos deste estudo

Parâmetros MCV - Parsonsa b c d

E-100 12,5 0,34 1,02 200,0E-200 24,1 1,54 1,00 61,5E-300 9,8 0,40 0,66 33,3E-400 11,6 0,49 0,66 66,7E-500 19,1 0,86 1,27 33,3E-600 14,8 0,59 0,66 114,3E-700 17,1 0,49 1,23 150,0E-800 15,6 0,39 0,92 200,0E-100 13,9 0,39 1,63 83,3E-200 16,0 0,74 0,98 175,0E-300 19,8 0,98 0,60 100,0E-400 13,5 0,34 0,93 150,0E-500 19,2 0,84 1,12 30,0E-600 11,3 0,59 1,07 91,7E-700 15,6 0,32 1,60 40,0E-800 17,2 0,54 1,56 60,0E-100 14,4 0,34 1,03 175,0E-200 13,0 0,27 0,95 166,7E-300 18,2 0,64 0,92 155,6E-400 10,2 0,19 1,70 60,0E-500 19,1 0,42 1,28 28,6E-600 17,0 0,57 0,70 200,0E-700 18,0 0,54 1,23 60,0E-800 20,6 0,78 1,30 25,0

Solo

Bases

Sub-bases

Subleitos

217

Tabela 7.7 - Parâmetros a’, b’, c’, d’ do Ensaio Mini - MCV dos Solos deste

Estudo

Parâmetros MCTa' b' c' d'

E-100 18,1 0,62 0,92 14,3E-200 15,1 0,56 1,16 37,5E-300 14,4 0,43 1,00 11,1E-400 12,9 0,34 0,50 33,3E-500 19,7 0,65 1,05 7,7E-600 15,7 0,55 0,96 6,7E-700 19,7 0,61 1,46 72,2E-800 21,0 0,66 1,60 10,0E-100 18,5 0,56 1,60 18,2E-200 15,5 0,52 0,80 9,1E-300 16,2 0,52 1,20 41,7E-400 14,1 0,44 0,55 40,0E-500 23,8 1,04 1,02 25,0E-600 15,1 0,44 0,84 55,6E-700 21,2 0,62 1,54 41,9E-800 22,6 0,70 1,84 37,5E-100 17,1 0,45 1,60 150,0E-200 15,1 0,39 0,88 12,5E-300 15,7 0,42 1,00 150,0E-400 14,2 0,51 0,70 58,3E-500 21,9 0,84 1,08 14,3E-600 16,8 0,47 1,24 100,0E-700 13,6 0,42 1,10 20,0E-800 16,0 0,51 1,05 37,5

Solo

Bases

Sub-bases

Subleitos

O parâmetro a mostrou-se ligeiramente menor que a’ nos solos de base e sub-base. Nos solos de subleito são próximos e ora são menores, ora maiores (ver Figura 7.14).

O parâmetro b não apresenta uma tendência em relação a b’ em todos os solos. Nas bases apresentam valores bem próximos e nas sub-bases e subleitos diferem um pouco mais (em média 20%), conforme Figura 7.15.

Já o coeficiente c das bases apresenta tendência de ser menor que o coeficiente c’. Nas sub-bases e subleitos inverte-se esta tendência. Entretanto, com raras exceções os valores de c e c’ são bem próximos um do outro (Figura 7.16).

O coeficiente d apresenta tendência de sempre ser maior que d’ em todos os solos. Em vários solos de base e sub-base apresentam valores bem diferentes um do outro. Já nos solos de Subleito são mais próximos (Figura 7.17).

218

Base

0

5

10

15

20

25

E-100 E-200 E-300 E-400 E-500 E-600 E-700 E-800

Estações

a

a'

Sub-base

0

5

10

15

20

25

E-100 E-200 E-300 E-400 E-500 E-600 E-700 E-800

Estações

a

a'

Subleito

0

5

10

15

20

25

E-100 E-200 E-300 E-400 E-500 E-600 E-700 E-800

Estações

a

a'

Figura 7.14 - Comparação dos Parâmetros a x a’ dos Solos de Base, Sub-base e Subleito deste Estudo

219

Base

0

0,2

0,4

0,6

0,8

1

1,2

1,4

1,6

E-100 E-200 E-300 E-400 E-500 E-600 E-700 E-800

Estações

b

b'

Sub-base

0

0,2

0,4

0,6

0,8

1

1,2

E-100 E-200 E-300 E-400 E-500 E-600 E-700 E-800

Estações

b

b'

Subleito

0

0,1

0,2

0,3

0,4

0,5

0,6

0,7

0,8

0,9

E-100 E-200 E-300 E-400 E-500 E-600 E-700 E-800

Estações

b

b'

Figura 7.15 - Comparação dos Parâmetros b x b’ dos Solos de Base, Sub-base e Subleito deste Estudo

220

Base

0

0,2

0,4

0,6

0,8

1

1,2

1,4

1,6

E-100 E-200 E-300 E-400 E-500 E-600 E-700 E-800

Estações

c

c'

Sub-base

00,20,40,60,8

1

1,21,41,61,8

2

E-100 E-200 E-300 E-400 E-500 E-600 E-700 E-800

Estações

c

c'

Subleito

0

0,2

0,4

0,6

0,8

1

1,2

1,4

1,6

1,8

E-100 E-200 E-300 E-400 E-500 E-600 E-700 E-800

Estações

c

c'

Figura 7.16 - Comparação dos Coeficientes c x c’ dos Solos de Base, Sub-base e Subleito deste Estudo

221

Base

020406080

100120140160180200

E-100 E-200 E-300 E-400 E-500 E-600 E-700 E-800

Estações

d

d'

Sub-base

0

20

40

60

80

100

120

140

160

180

E-100 E-200 E-300 E-400 E-500 E-600 E-700 E-800

Estações

d

d'

Sub-leito

020406080

100120140160180200

E-100 E-200 E-300 E-400 E-500 E-600 E-700 E-800

Estações

d

d'

Figura 7.17 - Comparação dos Coeficientes d x d’ dos Solos de Base, Sub-base e Subleito deste Estudo

222

7.5 - Proposta Sugerida

Realizadas as análises deste capítulo pode-se propor:

− Os solos lateríticos granulares (pedregulhosos) devem ser ensaiados usando-se a metodologia de Parsons, com o equipamento original do ensaio MCV ou adaptando equipamento com as mesmas características, tal como foi realizado nesta pesquisa.

− Deve ser estendida a metodologia do ensaio MCV - Parsons com a determinação dos coeficientes geotécnicos c e d, semelhantes aos c’ e d’ do ensaio Mini-MCV da metodologia MCT desenvolvida por Nogami/Villibor, aplicável aos solos arenosos finos lateríticos;

− A perda de massa por imersão (Pi), por enquanto, pode ser utilizada aquela determinada no ensaio Mini-MCV, porém multiplicando por um coeficiente adicional da maneira a seguir apresentada, conforme a forma de desagregação da parte saliente dos corpos de prova imersos:

a) Usar 0,25 Pi quando a queda do bloco for maciça;

b) Usar 0,50 Pi quando a queda do bloco for parcial;

c) Usar 0,75 Pi quando a queda do bloco for fragmentada;

− Adotar a curva de deformabilidade de MCV = 12 para a determinação do coeficiente c;

− Adotar o ramo seco da curva de compactação correspondente a 24 golpes para a determinação do coeficiente d;

− Calcular o Índice e com os valores de Pi e c acima referidos;

− Classificar os solos usando-se o índice e e o coeficiente c no mesmo gráfico da metodologia MCT. Os pedregulhos comporão com as areias, ou seja nas designações NA e LA;

− Comprova-se assim, o enquadramento ou não dos solos como de comportamento laterítico.

223

CAPÍTULO 8 Análises Complementares e Correlações

Obtidas

8.1 - Verificação do Enquadramento dos Solos deste Estudo nas Especificações do DNER

Todos os solos de base e sub-base apresentam-se com mais de 50% na fração pedregulho (>2,0 mm) (ver Figuras 4.2 e 4.3). Sendo que a média é de 65% nessa fração (ver Tabela 4.7). Apresentam porcentagem de areia (entre 0,075 e 2,0 mm) em torno de 20% (ver Figuras 4.2 e 4.3), com média de 21% (ver Tabela 4.8). E o teor de finos (< 0,075 mm) na faixa de 10% a 18%, com média de 14% (ver Figuras 4.2 e 4.3 e Tabela 4.9).

Já os solos de subleito, em dois deles (E-500 e E-700) o teor de pedregulho é baixo (menos de 10%) e na E-800 é em torno de 40% (abaixo de 50%). Esses são os únicos solos dentre os estudados que não se enquadram nas faixas A e B do DNER (ver Tabela 4.3) nem mesmo na última faixa (Faixa F) da AASHTO (Tabela 2.5), já que apresentam mais de 25% (31%, 34% e 33%, respectivamente) passando na peneira 0,075 mm (Nº 200).

Quanto ao CBR, os solos de base apresentam-se em metade das Estações com valor superior a 60% e a outra metade em torno de 50% (ver Figura 4.5), ou seja um pouco abaixo das Especificações do DNER (item 2.6.6). As sub-bases apresentam melhor CBR que as bases, onde apenas um solo situa-se abaixo de 60%, mas acima de 40% (ver Figuras 4.6). Logo, enquadram-se nas Especificações do DNER, que prevê CBR ≥ 20%. Já nos solos de subleito, em 50% das Estações o CBR é maior que 40% e na outra metade situa-se em torno de 20% (ver Figura 4.7).

O LL das bases e sub-bases situa-se em torno de 20% (ver Figuras 4.5 e 4.6), e dos subleitos um pouco acima, em torno de 25% (ver Figura 4.7). Já o IP das bases e sub-bases fica em torno de 5% e dos subleitos mais próximos de 10%. Logo esses solos não apresentam problemas quanto a plasticidade, uma vez que as Especificações do DNER permitem LL ≤ 40% e IP ≤ 15%.

Quanto à expansão, os solos de base e sub-base, bem como os de subleito apresentam valores que podem ser considerados desprezíveis. Somente na Estação 500 os solos apresentaram alguma expansão no Ensaio CBR da ordem de 0,5%.

Todos os solos apresentam Ki e Kr < 2 (ver Tabelas 4.13, 4.15 e 4.17).

224

Todos os solos estudados são considerados granulares quanto à classificação resiliente, já que apresentam menos de 35% em peso de material passando na peneira de malha 200 (0,075 mm) (ver Tabelas 4.4, 4.5 e 4.6 ). Situam-se na parte superior do Grupo B e no Grupo C da classificação resiliente (ver Figuras 5.2, 5.3 e 5.4), podendo ser considerados solos de bom comportamento quanto à resiliência. Os do Grupo B que poderiam apresentar restrições, além de se situarem todos na faixa superior também apresentam valores de K2 abaixo de 0,50. O maior K2 é 0,37 em um solo de subleito, 0,36 nas sub-bases e 0,28 nas bases.

8.2 - Análise da Relação Módulo Resiliente / CBR

O comportamento mecânico dos solos, ou seja, a resposta às cargas aplicadas variam em função de suas diferentes características granulométricas. Assim, os solos granulares apresentam resistência à penetração elevada devido ao atrito intergranular e ao entrosamento de partículas, mas ao mesmo tempo sua deformabilidade elástica tende a ser elevada, já que as partículas têm liberdade o suficiente para rolarem umas sobre as outras, devido à baixa coesão. Já nos solos finos coesivos, a resistência à penetração tende a ser baixa, pois as partículas formam placas com baixo grau de entrosamento, enquanto sua deformabilidade elástica tende a ser baixa devido aos campos eletromagnéticos que existem entre as partículas, os quais se opõem a seus deslocamentos relativos, tendo importância devido ao pequeno peso das partículas (DNER, 1990).

Em vista destes aspectos, pode-se esperar que a relação MR/CBR seja mais elevada para os solos finos coesivos que no caso dos solos granulares, uma vez que o módulo de resiliência mede a deformabilidade elástica do solo, enquanto que o CBR se relaciona com a resistência do solo saturado.

Uma outra diferença entre os solos finos coesivos e solos granulares se refere à variação do módulo de resiliência com o estado de tensões. O módulo resiliente dos solos finos varia em função da tensão desvio σd uma vez que os campos eletromagnéticos entre

as partículas são vencidos por deformações cisalhantes. Já nos solos granulares, o aumento das deformações volumétricas aumenta o atrito entre as partículas, explicando o aumento do módulo resiliente com a tensão confinante σ3. Se os solos forem lateríticos, a

cimentação das partículas produzidas pela laterização tem o efeito de reduzir a dependência do MR com o estado de tensões, que se verifica com o baixo valor do coeficiente K2 e ao mesmo tempo o valor do módulo tende a aumentar juntamente com a resistência. Se MR crescer bem mais que o CBR, a relação MR/CBR aumentará.

225

A relação MR/CBR torma-se então um parâmetro bem indicativo da natureza dos solos que o valor de MR ou do CBR isoladamente, sendo mais capaz de diferenciar grupos ou tipos de solos existentes.

Os solos estudados foram analisados em função dessa relação, tomando o MR médio obtido na umidade ótima e o CBR inundado.

A Figura 8.1 mostra a relação MR/CBR, num gráfico de CBR x % Fração de Finos (< 0,075 mm), onde verifica-se que o valor da relação aumenta para os solos de subleito por serem mais finos. Apenas duas bases (E-500 e E-800) também apresentam valores altos, devido ao maior percentual de finos.

Pelo gráfico da Figura 8.1 pode-se notar que a relação MR/CBR é um bom indicador do comportamento granulométrico dos solos. Não foi possível fixar um valor divisório entre solos de comportamento granular e coesivo pela simples razão de se dispor de número insuficiente de dados. Entretanto, apesar dessas limitações, pode-se notar que a relação MR/CBR (MR em MPa) em torno de 10 é um valor que define este comportamento dos solos: onde abaixo deste valor situam-se os solos granulares e acima os mais coesivos.

226

CBR x % Fração Fina

B400 (4,20)

SB200 (2,45)

B300 (7,48)

SB300 (4,44)

SB600 (5,89)

B600 (7,47)

B200 (1,61)

SB400 (3,21)

B100 (9,45) B500 (12,89)

SL400 (8,33)

SL200 (9,81)

SL600 (11,86)

SB700 (5,27)

SB800 (7,77)

SB500 (5,91)B700 (6,51)

SB100 (5,36)

SL300 (11,31)

SL100 (11,68)

B800 (13,25)

SL500 (5,42)

SL800 (33,87)

SL700 (27,93)

0

20

40

60

80

100

120

140

160

0 5 10 15 20 25 30 35

% Fração de Finos

CB

R

(MR/CBR)

Figura 8.1 - Variação da Relação MR/CBR no Gráfico CBR x % Fração de Finos

227

8.3 - Tentativas de Correlação

Foram realizadas 32 tentativas de correlações principalmente para se obter o Módulo Resiliente, a relação Módulo Resiliente/CBR, os Coeficientes K1 e K2 do modelo mais apropriado a solos granulares (MR = K1 σ3

K2) e os parâmetros Ki e Kr em função de outras

variáveis que se obtém mais facilmente em laboratório, a seguir discriminadas, para os solos de base isoladamente, para os solos de base juntados aos de sub-base e finalmente para todos os solos (base + sub-base + subleito) de todas as Estações de Estudo.

Utilizou-se o pacote estatístico do Excel 5.0, tomando-se sempre o logarítmo neperiano de todas as variáveis para a obtenção dos coeficientes da regressão múltipla, da seguinte forma:

y m x zm m= ⋅12 3( ) ( ) ...

ln ln ln ln ...y m m x m z= + + +1 2 3

Os coeficientes m2, m3, ... são dados diretamente na tabela de cálculos. Entretanto o coeficiente m1 (interseção) não é dado diretamente. O valor fornecido na tabela de cálculos, será o expoente do e neperiano. Chamando de k o valor da interseção dado na tabela de cálculos, m1 será igual a ek (onde e = 2,7182).

Nas tabelas 81, 8.2, 8.3 e 8.4 são mostrados os valores de todos os parâmetros correlacionados dos solos deste estudo. Já a tabela 8.5 apresenta quais as correlações foram tentadas num total de 32 correlações.

Em cada correlação é apresentado o coeficiente R2 e a probabilidade de rejeição (valor - P) da hipótese nula da estatística. Estatisticamente, quanto menor o valor desta probabilidade, melhor é a correlação entre os parâmetros, sendo mais importante que R2 para definir o grau de correlação entre os mesmos.

Muitos valores da probabilidade de rejeição da correlação são altos, o que implicaria em não admitir-se a correlação entre os parâmetros testados. Entretanto, para os fins a que estas correlações servirão, notadamente apenas para ter-se noção de valores em anti-projetos pode-se assegurar a sua validade.

A margem de erro é fácil de ser identificada, comparando-se o valor obtido pelas equações com o valor real (resultados de ensaios de laboratório).

A seguir são realizadas várias tentativas de correlações.

228

Tabela 8.1 - Parâmetros de Caracterização e CBR dos Solos de Base, Sub-base e Subleito

Parâmetros

% Pedregulho > 2,0 mm

% Areia 2,0 - 0,075 mm

% Fração Fina < 0,075 mm LL (%) IP (%) CBR (%)

E-100 67 21 12 22 7 55

E-200 67 19 14 23 9 152

E-300 72 19 9 21 5 50

E-400 73 20 7 NL NP 140

E-500 65 21 14 25 8 53

E-600 70 17 13 21 7 75

E-700 58 24 18 29 9 65

E-800 49 28 23 28 3 48

E-100 66 17 17 24 8 47

E-200 72 17 11 21 5 156

E-300 71 19 10 17 3 107

E-400 65 24 11 NL NP 117

E-500 49 33 18 25 8 70

E-600 69 21 10 20 6 85

E-700 69 15 16 31 11 85

E-800 59 22 19 25 7 74

E-100 67 15 18 24 8 25

E-200 68 19 13 22 5 42

E-300 61 21 18 24 6 42

E-400 66 21 13 NL NP 45

E-500 9 60 31 26 9 64

E-600 70 19 11 19 5 28

E-700 5 61 34 21 8 15

E-800 41 26 33 32 12 16

Solo

Bases

Sub-bases

Subleitos

229

Tabela 8.2 - Parâmetros da Análise Química e Mineralógica dos Solos de Base, Sub-base e Subleito

Parâmetros

Ki Kr Caulinita (%) Gibbsita (%) Óxido e Hidróxido de Fe (%) Quartzo (%)

E-100 1,43 0,89 25,8 6,4 15,2 55,9E-200 1,73 1,33 24,9 2,5 5,9 70,3E-300 1,47 0,68 12,0 2,8 13,2 73,0E-400 1,08 0,58 8,2 4,4 8,9 82,0E-500 1,06 0,61 28,2 15,6 27,0 32,6E-600 1,21 0,73 18,5 7,5 13,7 62,7E-700 1,33 0,90 28,6 8,9 14,3 51,3E-800 1,66 1,08 37,8 4,8 17,2 43,8E-100 1,31 0,90 26,0 8,4 12,6 53,0E-200 1,83 1,34 20,4 1,2 5,7 72,7E-300 1,80 0,73 23,0 1,7 26,2 49,1E-400 1,18 0,46 11,6 5,0 21,2 62,2E-500 1,63 1,24 37,6 5,3 10,1 47,0E-600 1,86 0,73 14,6 0,6 16,8 68,0E-700 1,09 0,53 11,2 5,8 15,0 68,0E-800 1,37 0,94 30,7 8,9 14,4 46,0E-100 1,67 0,99 26,9 3,3 15,4 54,4E-200 1,87 0,85 21,9 1,7 19,3 57,1E-300 1,77 0,95 27,5 2,2 18,8 51,5E-400 1,54 0,72 14,4 2,6 14,7 68,3E-500 0,33 0,26 7,5 23,4 8,5 60,6E-600 1,10 0,60 16,3 8,3 17,1 58,3E-700 1,84 1,61 19,8 1,1 2,1 77,0E-800 1,24 0,91 32,9 12,5 13,1 41,5

Solo

Bases

Sub-bases

Subleitos

230

Tabela 8.3 - Módulos Resilientes Médios e Coeficientes K1 e K2 dos Solos de Base, Sub-base e Subleito

MR = K1 σ3K2 (MPa) MR = K3 σd

K4 (MPa)

K1 K2 K3 K4

E-100 374 -0,10 526 0,02 520 145 27,9E-200 529 0,28 391 0,22 245 48 19,6E-300 788 0,27 495 0,14 374 86 23,0E-400 908 0,16 905 0,20 588 125 21,3E-500 838 0,08 599 0,06 683 134 19,6E-600 584 0,02 452 -0,09 560 106 18,9E-700 690 0,18 476 0,06 423 78 18,4E-800 968 0,15 700 0,05 636 90 14,2E-100 376 0,15 288 0,08 252 62 24,6E-200 1014 0,36 633 0,24 383 100 26,1E-300 556 0,06 417 -0,05 475 80 16,8E-400 954 0,34 614 0,24 376 96 25,5E-500 767 0,23 509 0,10 414 77 18,6E-600 804 0,17 522 0,03 501 94 18,8E-700 909 0,26 571 0,13 448 130 29,0E-800 874 0,15 626 0,04 575 81 14,1E-100 739 0,34 427 0,19 292 71 24,3E-200 610 0,14 422 0,02 412 74 18,0E-300 410 -0,04 322 -0,16 475 137 28,8E-400 1221 0,44 627 0,28 375 134 35,7E-500 670 0,24 416 0,09 347 70 20,2E-600 721 0,29 497 0,20 332 82 24,7E-700 497 0,06 393 -0,03 419 48 11,5E-800 297 -0,20 301 -0,26 542 133 24,5

Solo Estação D.P. C.V. (%)

Bases

Sub-bases

Subleitos

MR

231

Tabela 8.4 - Parâmetros a, b, c, d do Ensaio MCV - Parsons dos Solos de Base, Sub-base e Subleito

Parâmetros MCV - Parsonsa b c d

E-100 12,5 0,34 1,02 200,0E-200 24,1 1,54 1,00 61,5E-300 9,8 0,40 0,66 33,3E-400 11,6 0,49 0,66 66,7E-500 19,1 0,86 1,27 33,3E-600 14,8 0,59 0,66 114,3E-700 17,1 0,49 1,23 150,0E-800 15,6 0,39 0,92 200,0E-100 13,9 0,39 1,63 83,3E-200 16,0 0,74 0,98 175,0E-300 19,8 0,98 0,60 100,0E-400 13,5 0,34 0,93 150,0E-500 19,2 0,84 1,12 30,0E-600 11,3 0,59 1,07 91,7E-700 15,6 0,32 1,60 40,0E-800 17,2 0,54 1,56 60,0E-100 14,4 0,34 1,03 175,0E-200 13,0 0,27 0,95 166,7E-300 18,2 0,64 0,92 155,6E-400 10,2 0,19 1,70 60,0E-500 19,1 0,42 1,28 28,6E-600 17,0 0,57 0,70 200,0E-700 18,0 0,54 1,23 60,0E-800 20,6 0,78 1,30 25,0

Solo

Bases

Sub-bases

Subleitos

Tabela 8.5 - Correlações Realizadas com os Solos deste Estudo

Parâmetro Obtido Parâmetros Independentes

MR

% Pedregulho % Areia % Fração Fina

a b c d a b c a b Ki Kr % O OH Fe % O OH Fe Caulinita

% Pedregulho % Areia % Fração Fina

a b c d a b c a b Ki Kr % O OH Fe % Fração Fina% Fração Fina

γsmáx

K1

% Pedregulho % Areia % Fração Fina

a b c d a b c a b ------------- ------------- ------------- -------------

K2

% Pedregulho % Areia % Fração Fina

a b c d a b c a b ------------- ------------- ------------- -------------

Ki ------------- a b c d a b c a b ------------- ------------- ------------- -------------

Kr ------------- a b c d a b c a b ------------- ------------- ------------- -------------

% O OH Fe ------------- a b c d a b c a b ------------- ------------- ------------- -------------

MCBR

R

232

8.3.1 - Do MR em Função dos Teores de Pedregulho, Areia e Fração Fina

a) Solos de Base

M P A FFR = ⋅ ⋅ ⋅− − −11 675 107 2 4449 0 1535 0 6789, (% ) (% ) (% ), , ,

Variáveis Valor - P

Interseção 0,71

%P 0,76

%A 0,97

%FF 0,67 R2 = 0,15

b) Solos de Base e Sub-base

M P A FFR = × ⋅ ⋅− − −55 371 105 1 7469 0 2862 0 4929, (% ) (% ) (% ), , ,

Variáveis Valor - P

Interseção 0,54

%P 0,68

%A 0,87

%FF 0,61 R2 = 0,08

c) Todos os Solos

M P A FFR = ⋅ ⋅ ⋅16 53 0 3332 0 5909 0 0357, (% ) (% ) (% ), , ,

Variáveis Valor - P

Interseção 0,23

%P 0,19

%A 0,15

%FF 0,86 R2 = 0,10

233

8.3.2 - Do MR em Função dos Parâmetros a, b, c, d de Parsons

a) Solos de Base

M a b c dR = ⋅ ⋅ ⋅ ⋅− − −2 278 2 2289 1 5428 0 6123 0 3677, ( ) ( ) ( ) ( ), , , ,

Variáveis Valor - P

Interseção 0,90

a 0,46

b 0,35

c 0,63

d 0,47 R2 = 0,41

b) Solos de Base e Sub-base

M a b c dR = ⋅ ⋅ ⋅ ⋅− − −219 065 0 2599 0 2615 0 2857 0 2328, ( ) ( ) ( ) ( ), , , ,

Variáveis Valor - P

Interseção 0,01

a 0,69

b 0,47

c 0,42

d 0,82 R2 = 0,09

c) Todos os Solos

M a b c dR = ⋅ ⋅ ⋅ ⋅− − −735 158 0 1070 0 0338 0 1319 0 0494, ( ) ( ) ( ) ( ), , , ,

Variáveis Valor - P

Interseção 8,76E-05

a 0,81

b 0,89

c 0,62

d 0,63 R2 = 0,03

234

8.3.3 - Do MR em Função dos Parâmetros a, b, c de Parsons

a) Solos de Base

M a b cR = ⋅ ⋅ ⋅− −111 129 0 4261 0 5344 0 0329, ( ) ( ) ( ), , ,

Variáveis Valor - P

Interseção 0,30

a 0,76

b 0,43

c 0,97 R2 = 0,28

b) Solos de Base e Sub-base

M a b cR = ⋅ ⋅ ⋅− −215 823 0 2191 0 2299 0 2587, ( ) ( ) ( ), , ,

Variáveis Valor - P

Interseção 0,01

a 0,71

b 0,47

c 0,41 R2 = 0,08

c) Todos os Solos

M a b cR = ⋅ ⋅ ⋅− −677 786 0 1473 0 0761 0 0706, ( ) ( ) ( ), , ,

Variáveis Valor - P

Interseção 6,41E-05

a 0,73

b 0,73

c 0,76 R2 = 0,02

235

8.3.4 - Do MR em Função dos Parâmetros a, b de Parsons

a) Solos de Base

M a bR = ⋅ ⋅ −125 351 0 3859 0 5206, ( ) ( ), ,

Variáveis Valor - P

Interseção 0,08

a 0,63

b 0,29 R2 = 0,28

b) Solos de Base e Sub-base

M a bR = ⋅ ⋅− −492 163 0 0542 0 0923, ( ) ( ), ,

Variáveis Valor - P

Interseção 9,00E-05

a 0,91

b 0,72 R2 = 0,03

c) Todos os Solos

M a bR = ⋅ ⋅− −817 366 0 2081 0 1107, ( ) ( ), ,

Variáveis Valor - P

Interseção 5,86E-06

a 0,58

b 0,55 R2 = 0,02

236

8.3.5 - Do MR em Função dos Parâmetros Ki e Kr

a) Solos de Base

M Ki KrR = ⋅ ⋅− −608 426 0 8989 0 1828, ( ) ( ), ,

Variáveis Valor - P

Interseção 1,00E-04

Ki 0,53

Kr 0,84 R2 = 0,39

b) Solos de Base e Sub-base

M Ki KrR = ⋅ ⋅− −453 083 0 1603 0 2173, ( ) ( ), ,

Variáveis Valor - P

Interseção 3,58E-12

Ki 0,77

Kr 0,52 R2 = 0,10

c) Todos os Solos

M Ki KrR = ⋅ ⋅ −394 815 0 1511 0 1585, ( ) ( ), ,

Variáveis Valor - P

Interseção 2,06E-21

Ki 0,59

Kr 0,53 R2 = 0,02

237

8.3.6 - Do MR em Função do Teor de Óxido e Hidróxido de Ferro

a) Solos de Base

M OH FeR O= ⋅112 415 0 5626, (% ) ,

Variáveis Valor - P

Interseção 1,20E-04

%O OH Fe 0,03 R2 = 0,55

b) Solos de Base e Sub-base

M OH FeR O= ⋅187 917 0 3329, (% ) ,

Variáveis Valor - P

Interseção 4,13E-09

%O OH Fe 0,04 R2 = 0,25

c) Todos os Solos

M OH FeR O= ⋅293 741 0 1478, (% ) ,

Variáveis Valor - P

Interseção 2,70E-16

%O OH Fe 0,15 R2 = 0,09

238

8.3.7 - Do MR em Função dos Teores de Caulinita e de Óxido e Hidróxido de Ferro

a) Solos de Bases

M O OH FeR = ⋅ ⋅−1 662 0 2005 0 6547, ( ) (% ), ,C

Variáveis Valor - P

Interseção 5,40E-04

caulinita 0,35

Óx. e Hidrox Fe 0,03 R2 = 0,63

b) Solos de Base e Sub-base

M O OH FeR = ⋅ ⋅187 691 0 0004 0 3328, ( ) (% ), ,C

Variáveis Valor - P

Interseção 1,09E-06

caulinita 0,99

Óx. e Hidrox Fe 0,05 R2 = 0,25

c) Todos os Solos

M O OH FeR = ⋅ ⋅246 706 0 0640 0 1410, ( ) (% ), ,C

Variáveis Valor - P

Interseção 2,31E-11

caulinita 0,61

Óx. e Hidrox Fe 0,18 R2 = 0,10

239

8.3.8 - Da Relação M

CBRR em Função dos Teores de Pedregulho, Areia e Fração Fina

a) Solos de Base

MCBR

P A FFR = × ⋅ ⋅ ⋅−7 215 10 4 0 5499 2 1234 0 1507, (% ) (% ) (% ), , ,

Variáveis Valor - P

Interseção 0,94

%P 0,97

%A 0,80

%FF 0,96 R2 = 0,19

b) Solos de Base e Sub-base

MCBR

P A FFR = ⋅ ⋅ ⋅−185 341 1 0860 0 1337 0 2441, (% ) (% ) (% ), , ,

Variáveis Valor - P

Interseção 0,90

%P 0,88

%A 0,96

%FF 0,88 R2 = 0,16

c) Todos os Solos

MCBR

P A FFR = ⋅ ⋅ ⋅− −1 996 0 1056 0 2819 0 9598, (% ) (% ) (% ), , ,

Variáveis Valor - P

Interseção 0,89

%P 0,84

%A 0,75

%FF 0,04 R2 = 0,30

240

8.3.9 - Da Relação M

CBRR em Função dos Parâmetros a, b, c, d de Parsons

a) Solos de Base

MCBR

a b c dR = × ⋅ ⋅ ⋅ ⋅− − − −3 001 10 5 5 3569 3 9734 0 8711 1 0276, ( ) ( ) ( ) ( ), , , ,

Variáveis Valor - P

Interseção 0,27

a 0,19

b 0,10

c 0,57

d 0,15 R2 = 0,79

b) Solos de Base e Sub-base

MCBR

a b c dR = ⋅ ⋅ ⋅ ⋅− − −2 562 0 4056 0 7561 0 1136 0 1723, ( ) ( ) ( ) ( ), , , ,

Variáveis Valor - P

Interseção 0,77

a 0,72

b 0,24

c 0,85

d 0,51 R2 = 0,21

c) Todos os Solos

MCBR

a b c dR = ⋅ ⋅ ⋅ ⋅− − −0 248 1 2956 0 8732 0 2457 0 1674, ( ) ( ) ( ) ( ), , , ,

Variáveis Valor - P

Interseção 0,66

a 0,23

b 0,14

c 0,70

d 0,49 R2 = 0,13

241

8.3.10 - Da Relação M

CBRR em Função dos Parâmetros a, b, c de Parsons

a) Solos de Base

MCBR

a b cR = ⋅ ⋅ ⋅−1 567 0 3193 1 1556 0 7478, ( ) ( ) ( ), , ,

Variáveis Valor - P

Interseção 0,94

a 0,89

b 0,30

c 0,61 R2 = 0,54

b) Solos de Base e Sub-base

MCBR

a b cR = ⋅ ⋅ ⋅−2 369 0 1911 0 5899 0 0281, ( ) ( ) ( ), , ,

Variáveis Valor - P

Interseção 0,78

a 0,86

b 0,30

c 0,96 R2 = 0,18

c)Todos os Solos

MCBR

a b cR = ⋅ ⋅ ⋅− −5 302 1 1588 0 7300 0 0377, ( ) ( ) ( ), , ,

Variáveis Valor - P

Interseção 0,59

a 0,27

b 0,18

c 0,94 R2 = 0,11

242

8.3.11 - Da Relação M

CBRR em Função dos Parâmetros a, b de Parsons

a) Solos de Base

MCBR

a bR = ⋅ ⋅ −0 101 1 2328 1 4691, ( ) ( ), ,

Variáveis Valor - P

Interseção 0,57

a 0,38

b 0,10 R2 = 0,51

b) Solos de Base de Sub-base

MCBR

a bR = ⋅ ⋅ −2 166 0 2208 0 6049, ( ) ( ), ,

Variáveis Valor - P

Interseção 0,76

a 0,80

b 0,20 R2 = 0,18

c) Todos os Solos

MCBR

a bR = ⋅ ⋅ −0 208 1 1264 0 7115, ( ) ( ), ,

Variáveis Valor - P

Interseção 0,56

a 0,22

b 0,12 R2 = 0,11

243

8.3.12 - Da Relação M

CBRR em Função dos Parâmetros Ki e Kr

a) Solos de Base

MCBR

Ki KrR = ⋅ ⋅ −3 611 1 0386 1 5129, ( ) ( ), ,

Variáveis Valor - P

Interseção 0,39

Ki 0,75

Kr 0,49 R2 = 0,17

b) Solos de Base e Sub-base

MCBR

Ki KrR = ⋅ ⋅− −7 377 0 7736 0 0034, ( ) ( ), ,

Variáveis Valor - P

Interseção 0,001

Ki 0,47

Kr 0,99 R2 = 0,07

c) Todos os Solos

MCBR

Ki KrR = ⋅ ⋅−9 405 0 3831 0 5481, ( ) ( ), ,

Variáveis Valor - P

Interseção 4,96E-06

Ki 0,58

Kr 0,39 R2 = 0,04

244

8.3.13 - Da Relação M

CBRR em Função do Teor de Óxido e Hidróxido de Ferro

a) Solos de Base

MCBR

OR = ⋅0 163 1 4364, (% ) , OH Fe

Variáveis Valor - P

Interseção 0,01

% O OH Fe 4,00E-04 R2 = 0,89

b) Solos de Base e Sub-base

MCBR

OR = ⋅0 723 0 7868, (% ) , OH Fe

Variáveis Valor - P

Interseção 0,65

% O OH Fe 0,01 R2 = 0,39

c) Todos os Solos

MCBR

OR = ⋅6 530 0 0483, (% ) , OH Fe

Variáveis Valor - P

Interseção 0,01

% O OH Fe 0,85 R2 = 0,001

245

8.3.14 - Da Relação M

CBRR em Função do Teor da Fração Fina

a) Solos de Base

MCBR

FFR = ⋅1 58 0 5618, (% ) ,

Variáveis Valor - PInterseção 0,81 % FF 0,46 R2 = 0,10

b) Solos de Base e Sub-base

MCBR

FFR = ⋅3 14 0 6136, (% ) ,

Variáveis Valor - PInterseção 0,90 % FF 0,18 R2 = 0,12

c) Todos os Solos

MCBR

FFR = ⋅0 61 0 9208, (% ) ,

Variáveis Valor - PInterseção 0,55 % FF 0,005 R2 = 0,30

246

8.3.15 - Da Relação M

CBRR em Função do Teor da Fração Fina e da Massa Específica

Aparente Seca Máxima

a) Solos de Base

MCBR

FF máxRs= ⋅ ⋅ −11 12 0 4114 2 0627, (% ) ( ), ,γ

Variáveis Valor - P

Interseção 0,77

% FF 0,69

γsmáx 0,80 R2 = 0,10

b) Solos de Base e Sub-base

MCBR

FF máxRs= ⋅ ⋅ −3 17 0 5184 1 0049, (% ) ( ), ,γ

Variáveis Valor - P

Interseção 0,78

% FF 0,39

γsmáx 0,80 R2 = 0,13

c) Todos os Solos

MCBR

FF máxRs= ⋅ ⋅ −4 81 0 6905 1 9554, (% ) ( ), ,γ

Variáveis Valor - P

Interseção 0,67

% FF 0,18

γsmáx 0,57 R2 = 0,31

247

8.3.16 - Do Coeficiente K1 da Equação M KRK= 1 3

2 σ em Função dos Teores de

Pedregulho, Areia e Fração Fina

a) Solos de Base

K P A FF120 7 3322 2 2614 1 69269 490 10= , (% ) (% ) (% ), , ,× ⋅ ⋅ ⋅− − −

Variáveis Valor - P

Interseção 0,24

%P 0,27

%A 0,49

%FF 0,21 R2 = 0,46

b) Solo de Base e Sub-base

K P A FF115 5 1564 1 6242 1 28495 834 10= , (% ) (% ) (% ), , ,× ⋅ ⋅ ⋅− − −

Variáveis Valor - P

Interseção 0,17

%P 0,25

%A 0,37

%FF 0,21 R2 = 0,17

c) Todos os Solos

K P A FF10 1538 0 4522 0 4119273 964= , (% ) (% ) (% ), , ,⋅ ⋅ ⋅ −

Variáveis Valor - P

Interseção 0,06

%P 0,61

%A 0,38

%FF 0,12 R2 = 0,18

248

8.3.17 - Do Coeficiente K1 em Função dos Parâmetros a, b, c, d de Parsons

a) Solos de Base

K a b c d13 9686 2 2249 1 4802 0 78620 114= , ( ) ( ) ( ) ( ), , , ,⋅ ⋅ ⋅ ⋅− − −

Variáveis Valor - P

Interseção 0,65

a 0,11

b 0,10

c 0,15

d 0,08 R2 = 0,69

b) Solos de Base e Sub-base

K a b c d10 1229 0 1607 0 1404 0 1138768 699= , ( ) ( ) ( ) ( ), , , ,⋅ ⋅ ⋅ ⋅− − −

Variáveis Valor - P

Interseção 0,007

a 0,86

b 0,68

c 0,71

d 0,48 R2 = 0,05

c) Todos os Solos

K a b c d10 5116 0 0456 0 0053 0 02813 001 597= . , ( ) ( ) ( ) ( ), , , ,⋅ ⋅ ⋅ ⋅− − −

Variáveis Valor - P

Interseção 1,20E-04

a 0,37

b 0,88

c 0,98

d 0,82 R2 = 0,13

249

8.3.18 - Do Coeficiente K1 em Função dos Parâmetros a, b, c de Parsons

a) Solos de Base

K a b c10 1143 0 0690 0 2415467 874= , ( ) ( ) ( ), , ,⋅ ⋅ ⋅− −

Variáveis Valor - P

Interseção 0,23

a 0,94

b 0,92

c 0,81 R2 = 0,03

b) Solos de Base e Sub-base

K a b c10 0188 0 0509 0 0467729 967= , ( ) ( ) ( ), , ,⋅ ⋅ ⋅− − −

Variáveis Valor - P

Interseção 0,006

a 0,97

b 0,88

c 0,89 R2 = 0,008

c) Todos os Solos

K a b c10 5346 0 0216 0 04012 866 078= . , ( ) ( ) ( ), , ,⋅ ⋅ ⋅− −

Variáveis Valor - P

Interseção 8,33E-05

a 0,33

b 0,93

c 0,89 R2 = 0,13

250

8.3.19 - Do Coeficiente K1 em Função dos Parâmetros a, b de Parsons

a) Solos de Base

K a b10 1808 0 03231 132 179= ⋅ ⋅−. , ( ) ( ), ,

Variáveis Valor - P

Interseção 0,04

a 0,83

b 0,95 R2 = 0,02

b) Solos de Base e Sub-base

K a b10 0682 0 0261847 084= ⋅ ⋅− −, ( ) ( ), ,

Variáveis Valor - P

Interseção 9,70E-04

a 0,90

b 0,92 R2 = 0,006

c) Todos os Solos

K a b10 5000 0 04122 576 533= ⋅ ⋅− −. , ( ) ( ), ,

Variáveis Valor - P

Interseção 1,35E-05

a 0,29

b 0,86 R2 = 0,13

251

8.3.20 - Do Coeficiente K2 da Equação M KRK= 1 3

2σ em Função do Teor de Pedregulho, Areia e Fração Fina

a) Solos de Base

K P A FF2 = × ⋅ ⋅ ⋅−8 393 10 42 13 6278 10 8255 1 1163, (% ) (% ) (% ), , ,

Variáveis Valor - P

Interseção 0,52

%P 0,57

%A 0,40

%FF 0,80 R2 = 0,38

b) Solos de Base e Sub-base

K P A FF2 = ⋅ ⋅ ⋅− − −4 910 838 2 0187 0 1023 0 6295. , (% ) (% ) (% ), , ,

Variáveis Valor - P

Interseção 0,90

%P 0,86

%A 0,98

%FF 0,81 R2 = 0,04

c) Todos os Solos

K P A FF2 = × ⋅ ⋅ ⋅−1 093 10 3 0 6164 0 7072 0 1540, (% ) (% ) (% ), , ,

Variáveis Valor - P

Interseção 0,32

%P 0,38

%A 0,54

%FF 0,82 R2 = 0,06

252

8.3.21 - Do Coeficiente K2 em Função dos Parâmetros a, b, c, d de Parsons

a) Solos de Base

K a b c d2 = × ⋅ ⋅ ⋅ ⋅−5 572 101 1 9308 5 3249 5 8815 1 6013, ( ) ( ) ( ) ( ), , , ,

Variáveis Valor - P

Interseção 0,51

a 0,50

b 0,53

c 0,46

d 0,60 R2 = 0,32

b) Solos de Base e Sub-base

K a b c d2 = ⋅ ⋅ ⋅ ⋅−2 660 1 0214 0 2381 0 9895 0 0221, ( ) ( ) ( ) ( ), , , ,

Variáveis Valor - P

Interseção 0,83

a 0,53

b 0,79

c 0,27

d 0,95 R2 = 0,15

c) Todos os Solos

K a b c d2 = ⋅ ⋅ ⋅ ⋅− −0 584 0 6278 0 0765 0 7256 0 0926, ( ) ( ) ( ) ( ), , , ,

Variáveis Valor - P

Interseção 0,88

a 0,60

b 0,90

c 0,31

d 0,75 R2 = 0,15

253

8.3.22 - Do Coeficiente K2 em Função dos Parâmetros a, b, c de Parsons

a) Solos de Base

K a b c2 = ⋅ ⋅ ⋅−1 858 453 3 1973 1 1042 2 3091. , ( ) ( ) ( ), , ,

Variáveis Valor - P

Interseção 0,59

a 0,50

b 0,59

c 0,47 R2 = 0,19

b) Solos de Base e Sub-base

K a b c2 = ⋅ ⋅ ⋅−2 688 0 9939 0 2197 0 9719, ( ) ( ) ( ), , ,

Variáveis Valor - P

Interseção 0,82

a 0,51

b 0,78

c 0,22 R2 = 0,15

c) Todos os Solos

K a b c2 = ⋅ ⋅ ⋅− −0 672 0 5461 0 1445 0 6267, ( ) ( ) ( ), , ,

Variáveis Valor - P

Interseção 0,90

a 0,63

b 0,80

c 0,31 R2 = 0,14

254

8.3.23 - Do Coeficiente K2 em Função dos Parâmetros a, b de Parsons

a) Solos de Base

K a b2 = ⋅ ⋅−0 586 0 5005 0 3259, ( ) ( ), ,

Variáveis Valor - P

Interseção 0,94

a 0,85

b 0,84 R2 = 0,01

b) Solos de Base e Sub-base

K a b2 = ⋅ ⋅ −0 122 0 0309 0 3029, ( ) ( ), ,

Variáveis Valor - P

Interseção 0,58

a 0,98

b 0,66 R2 = 0,03

c) Todos os Solos

K a b2 = ⋅ ⋅− −0 134 0 0261 0 4536, ( ) ( ), ,

Variáveis Valor - P

Interseção 0,51

a 0,97

b 0,37 R2 = 0,09

255

8.3.24 - Do Parâmetro Ki em Função dos Parâmetros a, b, c, d de Parsons

a) Solos de Base

Ki a b c d= ⋅ ⋅ ⋅ ⋅−0 677 0 0909 0 0668 0 0908 0 1060, ( ) ( ) ( ) ( ), , , ,

Variáveis Valor - P

Interseção 0,93

a 0,96

b 0,94

c 0,90

d 0,74 R2 = 0,17

b) Solos de Base e Sub-base

Ki a b c d= ⋅ ⋅ ⋅ ⋅−2 793 0 3940 0 4138 0 1054 0 1442, ( ) ( ) ( ) ( ), , , ,

Variáveis Valor - P

Interseção 0,31

a 0,27

b 0,04

c 0,57

d 0,08 R2 = 0,42

c) Todos os Solos

Ki a b c d= ⋅ ⋅ ⋅ ⋅−10 788 1 0720 0 6717 0 4234 0 2967, ( ) ( ) ( ) ( ), , , ,

Variáveis Valor - P

Interseção 0,10

a 0,03

b 0,01

c 0,15

d 0,01 R2 = 0,39

256

8.3.25 - Do Parâmetro Ki em Função dos Parâmetros a, b, c de Parsons

a) Solos de Base

Ki a b c= ⋅ ⋅ ⋅− −0 221 0 6105 0 2238 0 2578, ( ) ( ) ( ), , ,

Variáveis Valor - P

Interseção 0,56

a 0,49

b 0,57

c 0,63 R2 = 0,13

b) Solos de Base e Sub-base

Ki a b c= ⋅ ⋅ ⋅− −2 983 0 2144 0 2747 0 0133, ( ) ( ) ( ), , ,

Variáveis Valor - P

Interseção 0,32

a 0,56

b 0,16

c 0,94 R2 = 0,23

c) Todos os Solos

Ki a b c= ⋅ ⋅ ⋅−17 579 0 8296 0 4181 0 0548, ( ) ( ) ( ), , ,

Variáveis Valor - P

Interseção 0,09

a 0,13

b 0,14

c 0,85 R2 = 0,14

257

8.3.26 - Do Parâmetro Ki em Função dos Parâmetros a, b de Parsons

a) Solos de Base

Ki a b= ⋅ ⋅ −0 567 0 2955 0 1157, ( ) ( ), ,

Variáveis Valor - P

Interseção 0,70

a 0,55

b 0,68 R2 = 0,08

b) Solos de Base e Sub-base

Ki a b= ⋅ ⋅−3 112 0 2284 0 2817, ( ) ( ), ,

Variáveis Valor - P

Interseção 0,20

a 0,44

b 0,08 R2 = 0,23

c) Todos os Solos

Ki a b= ⋅ ⋅−15 200 0 7824 0 3912, ( ) ( ), ,

Variáveis Valor - P

Interseção 0,06

a 0,10

b 0,10 R2 = 0,13

258

8.3.27 - Do Parâmetro Kr em Função dos Parâmetros a, b, c, d de Parsons

a) Solos de Base

Kr a b c d= ⋅ ⋅ ⋅ ⋅0 236 0 0544 0 3465 0 0327 0 2912, ( ) ( ) ( ) ( ), , , ,

Variáveis Valor - P

Interseção 0,77

a 0,97

b 0,75

c 0,97

d 0,43 R2 = 0,58

b) Solos de Base e Sub-base

Kr a b c d= ⋅ ⋅ ⋅ ⋅−0 670 0 1504 0 5344 0 3817 0 2075, ( ) ( ) ( ) ( ), , , ,

Variáveis Valor - P

Interseção 0,80

a 0,79

b 0,10

c 0,22

d 0,12 R2 = 0,43

c) Todos os Solos

Kr a b c d= ⋅ ⋅ ⋅ ⋅−1 653 0 5706 0 6972 0 6506 0 2911, ( ) ( ) ( ) ( ), , , ,

Variáveis Valor - P

Interseção 0,75

a 0,29

b 0,02

c 0,05

d 0,02 R2 = 0,35

259

8.3.28 - Do Parâmetro Kr em Função dos Parâmetros a, b, c de Parsons

a) Solos de Base

Kr a b c= ⋅ ⋅ ⋅− −0 010 1 4818 0 4520 0 4260, ( ) ( ) ( ), , ,

Variáveis Valor - P

Interseção 0,20

a 0,20

b 0,36

c 0,53 R2 = 0,47

b) Solos de Base e Sub-base

Kr a b c= ⋅ ⋅ ⋅0 736 0 1079 0 3342 0 2110, ( ) ( ) ( ), , ,

Variáveis Valor - P

Interseção 0,86

a 0,85

b 0,28

c 0,49 R2 = 0,29

c) Todos os Solos

Kr a b c= ⋅ ⋅ ⋅−2 669 0 3328 0 4483 0 2889, ( ) ( ) ( ), , ,

Variáveis Valor - P

Interseção 0,58

a 0,57

b 0,14

c 0,36 R2 = 0,14

260

8.3.29 - Do Parâmetro Kr em Função dos Parâmetros a, b de Parsons

a) Solos de Base

Kr a b= ⋅ ⋅ −0 051 0 9615 0 2733, ( ) ( ), ,

Variáveis Valor - P

Interseção 0,15

a 0,16

b 0,46 R2 = 0,41

b) Solos de Base e Sub-base

Kr a b= ⋅ ⋅0 376 0 3307 0 2220, ( ) ( ), ,

Variáveis Valor - P

Interseção 0,49

a 0,49

b 0,38 R2 = 0,26

c) Todos os Solos

Kr a b= ⋅ ⋅−1 240 0 0842 0 3066, ( ) ( ), ,

Variáveis Valor - P

Interseção 0,88

a 0,87

b 0,24 R2 = 0,11

261

8.3.30 - Do Teor de Óxido e Hidróxido de Ferro em Função dos Parâmetros a, b, c, d de Parsons

a) Solos de Base

%O OH Fe = 0 008 3 4456 2 4690 0 2039 0 7590, ( ) ( ) ( ) ( ), , , ,⋅ ⋅ ⋅ ⋅− − −a b c d

Variáveis Valor - P

Interseção 0,46

a 0,24

b 0,14

c 0,85

d 0,15 R2 = 0,73

b) Solos de Base e Sub-base

%O OH Fe = 1 369 0 8732 0 7132 0 3709 0 1136, ( ) ( ) ( ) ( ), , , ,⋅ ⋅ ⋅ ⋅− − −a b c d

Variáveis Valor - P

Interseção 0,90

a 0,36

b 0,18

c 0,46

d 0,59 R2 = 0,16

c) Todos os Solos

%O OH Fe= 7 260 0 0116 0 2588 0 2895 0 0860, ( ) ( ) ( ) ( ), , , ,⋅ ⋅ ⋅ ⋅− −a b c d

Variáveis Valor - P

Interseção 0,45

a 0,98

b 0,59

c 0,58

d 0,66 R2 = 0,09

262

8.3.31 - Do Teor de Óxido e Hidróxido de Ferro em Função dos Parâmetros a, b, c de Parsons

a) Solos de Base

%O OH Fe = ⋅ ⋅ ⋅− −24 880 0 2751 0 3877 0 9918, ( ) ( ) ( ), , ,a b c

Variáveis Valor - P

Interseção 0,54

a 0,87

b 0,62

c 0,38 R2 = 0,42

b) Solos de Base e Sub-base

%O OH Fe = ⋅ ⋅ ⋅− −1 300 0 7317 0 6036 0 2774, ( ) ( ) ( ), , ,a b c

Variáveis Valor - P

Interseção 0,92

a 0,41

b 0,20

c 0,54 R2 = 0,14

c) Todos os Solos

%O OH Fe = ⋅ ⋅ ⋅− −8 365 0 0819 0 3323 0 3964, ( ) ( ) ( ), , ,a b c

Variáveis Valor - P

Interseção 0,41

a 0,92

b 0,45

c 0,39 R2 = 0,08

263

8.3.32 - Do Teor de Óxido e Hidróxido de Ferro em Função dos Parâmetros a, b de Parsons

a) Solos de Base

%O OH Fe = ⋅ ⋅ −0 660 0 9364 0 8037, ( ) ( ), ,a b

Variáveis Valor - P

Interseção 0,89

a 0,39

b 0,22 R2 = 0,28

b) Solos de Base e Sub-base

%O OH Fe = ⋅ ⋅ −3 147 0 4387 0 4561, ( ) ( ), ,a b

Variáveis Valor - P

Interseção 0,59

a 0,54

b 0,24 R2 = 0,11

c) Todos os Solos

%O OH Fe = ⋅ ⋅− −23 934 0 2591 0 1379, ( ) ( ), ,a b

Variáveis Valor - P

Interseção 0,16

a 0,73

b 0,71 R2 = 0,04

264

8.4 - As Melhores Correlações

Considerando os critérios já comentados, foram selecionadas as melhores correlações entre todas as tentativas, observando também um erro padrão de até 30%.

São as seguintes:

a) M a b c dR = ⋅ ⋅ ⋅ ⋅− − −219 065 0 2599 0 2615 0 2857 0 2328, ( ) ( ) ( ) ( ), , , , (Base + Sub-base)

b) M a bR = ⋅ ⋅− −817 366 0 2081 0 1107, ( ) ( ), , (Todos os Solos)

c) M Ki KrR = ⋅ ⋅ −394 815 0 1511 0 1585, ( ) ( ), , (Todos os Solos)

d) M O OH FeR = ⋅ ⋅−1 662 0 2005 0 6547, ( ) (% ), ,C (Solos de Base)

e) M OH FeR O= ⋅293 741 0 1478, (% ) , (Todos os Solos)

f) M

CBROR = ⋅0 163 1 4364, (% ) , OH Fe (Solos de Base)

g) K P A FF115 5 1564 1 6242 1 28495 834 10= , (% ) (% ) (% ), , ,× ⋅ ⋅ ⋅− − − (Base + Sub-base)

h) K a b c d13 9686 2 2249 1 4802 0 78620 114= , ( ) ( ) ( ) ( ), , , ,⋅ ⋅ ⋅ ⋅− − − (Solos de Base)

i) Ki a b c d= ⋅ ⋅ ⋅ ⋅−10 788 1 0720 0 6717 0 4234 0 2967, ( ) ( ) ( ) ( ), , , , (Todos os Solos)

j) Ki a b= ⋅ ⋅−15 200 0 7824 0 3912, ( ) ( ), , (Todos os Solos)

k) Kr a b= ⋅ ⋅ −0 051 0 9615 0 2733, ( ) ( ), , (Solos de Base)

Pôde-se observar que o módulo resiliente correlaciona-se razoavelmente bem com os parâmetros a, b, c, d de Parsons quando toma-se os solos de base mais sub-base e com a e b quando é tomado todos os solos, bem como com Ki e Kr. Para os solos de base, o módulo somente se correlaciona com os percentuais de óxido e hidróxido de Ferro e com esses percentuais em conjunto com os percentuais de caulinita.

A relação MR/CBR correlaciona-se bem apenas com o percentual de óxidos e hidróxidos de Ferro.

265

O Coeficiente K1 da equação 231

KR KM σ= correlaciona-se bem com a granulometria

dos solos de base mais sub-base, e com os parâmetros a, b, c, d do ensaio MCV nos solos de base.

Não se obteve nenhuma boa correlação de K2, sendo que com a granulometria e com os parâmetros a, b e a, b, c, d do ensaio MCV pode-se afirmar que não há correlação.

O índice Ki correlaciona-se bem com os parâmetros a, b e a, b, c, d do ensaio MCV. Já Kr, somente com os parâmetros a, b.

O baixo coeficiente de correlação das equações em parte se explica pela homogeneidade dos solos ensaiados, uma vez que os mesmos não apresentaram parâmetros e comportamento variado que permiti-se a ampliação da faixa de inferência.

266

CAPÍTULO 9

Conclusões

Os estudos desenvolvidos nesta Tese permitiram obter várias conclusões podendo-

se destacar como principais as que são a seguir comentadas.

Os solos de base e sub-base granulometricamente classificam-se como

pedregulhosos já que apresentam-se com mais de 58% dos seus grãos retidos na peneira

de 2,0 mm. No subleito 3 Estações classificam-se como solos arenosos. Todos os solos

apresentam teor de finos normalmente acima de 15%, CBR alto, Ki e Kr sempre menor que

2,0 , presença de óxidos e hidróxidos de ferro na fração fina e expansão praticamente

despresível.

A classificação de Parsons não se mostrou muito precisa, já que os solos

pedregulhosos situaram-se na faixa de areia bem graduada, confirmando observações de

outros pesquisadores.

A classificação MCT utilizando apenas a fração que passa na malha de 2,0 mm,

também não se mostrou muito apropriada para estes solos, uma vez que a maioria dos

solos foram considerados de comportamento não laterítico. Mesmo usando 0,5 . Pi para a

classificação, esta não foi muito modificada, enquadrando apenas alguns solos no

comportamento laterítico.

Propõe-se então uma nova sistemática de laboratório para estes solos com o

objetivo de comprovar seu comportamento laterítico, o que permite o emprego em camadas

de pavimento:

− Os solos lateríticos granulares (pedregulhosos) devem ser ensaiados usando-se a

metodologia de Parsons, com o equipamento original do ensaio MCV ou adaptando

equipamento com as mesmas características, tal como foi realizado nesta

pesquisa.

− Deve ser estendida a metodologia do ensaio MCV - Parsons com a determinação

dos coeficientes geotécnicos c e d, semelhantes aos c’ e d’ do ensaio Mini-MCV

267

da metodologia MCT desenvolvida por Nogami/Villibor, aplicável aos solos

arenosos finos lateríticos;

− A perda de massa por imersão (Pi), por enquanto, pode ser utilizada aquela

determinada no ensaio Mini-MCV, porém multiplicando por um coeficiente adicional

da maneira a seguir apresentada, conforme a forma de desagregação da parte

saliente dos corpos de prova imersos:

a) Usar 0,25 Pi quando a queda do bloco for maciça;

b) Usar 0,50 Pi quando a queda do bloco for parcial;

c) Usar 0,75 Pi quando a queda do bloco for fragmentada;

− Adotar a curva de deformabilidade de MCV = 12 para a determinação do

coeficiente c;

− Adotar o ramo seco da curva de compactação correspondente a 24 golpes para a

determinação do coeficiente d;

− Calcular o Índice e com os valores de Pi e c acima referidos;

− Classificar os solos no próprio diagrama da metodologia MCT do ensaio Mini-MCV.

Os solos de base e sub-base podem ser considerados de bom comportamento em

relação à resiliência, situando-se praticamente no grupo C desta classificação, apresentado-

se pouco sensíveis à variação de tensões e com MR na faixa de 300 a 600 MPa. Já os solos

de subleito apesar de possuirem MR nesta mesma faixa são um pouco mais sensíveis às

variações de tensões, mas também de bom comportamento resiliente.

Os afundamentos das trilhas de roda nos trechos estudados são bastante pequenos

em relação a uma deformação permanente admissível de 15 mm. As deformações

específicas permanentes determinadas em ensaios triaxiais de carga repetida também

encontram-se dentro de padrões admissíveis, ou seja, menores que 0,025 quando admite-

se 15 mm de deformação permanente numa espessura trabalhável de 60 cm de subleito.

As deflexões calculadas pelo programa FEPAVE utilizando os módulos resilientes

dos solos obtidos em laboratório são compatíveis com as deflexões de campo obtidas com o

emprego de viga Benkelman. Em alguns casos apresentam-se menores que estas quando o

módulo resiliente tende a ser constante. As deflexões, tanto medidas como calculadas são

baixas, com as médias variando de 20 x 10-2 a 60 x 10-2 mm e as máximas atingindo apenas

80 x 10-2 mm. São deflexões baixas se comparadas as de outros solos, o que comprova o

268

bom desempenho dos solos deste estudo quanto às propriedades de resiliência e justifica o

emprego dos mesmos em camadas de pavimento.

Obteve-se as seguintes equações de correlação com os solos deste estudo para

obtenção do módulo resiliente médio em função de outros parâmetros geotécnicos:

1107,02081,0 )()(366,817 −− ⋅⋅= baM R Eq. 9.1

Sendo: a e b - coeficientes do Ensaio MCV

1585,01511,0 )()(815,394 −⋅⋅= riR KKM Eq. 9.2

0,1478Fe) OH O(%741,293 ⋅=RM Eq. 9.3

Para determinação de Ki e Kr obteve-se também por correlação as seguintes

equações:

3912,07824,0 )()(2,15 baKi ⋅⋅= − Eq. 9.4

2733,09615,0 )()(051,0 −⋅⋅= baKr Eq. 9.5

Sendo: a e b - coeficientes do Ensaio MCV

Por fim pode-se afirmar que os solos lateríticos granulares com granulometria

contínua formados na zona inter-tropical, no Brasil muito abundante principalmente nas

regiões Centro-Oeste e Norte e em parte das regiões Nordeste e Sudeste, apresentam

características técnicas de engenharia notáveis para emprego em pavimentos rodoviários,

comportando-se muito melhor do que sugerem as especificações internacionais oriundas de

países de clima temperado.

269

As sugestões para pesquisas futuras são inúmeras na área das metodologias

MCV/MCT no que ser refere aos solos lateríticos granulares visando o seu aproveitamento

em construção de rodovias. Pode-se enumerar algumas:

1. Testar a proposta desta tese em maior quantidade de solos tanto na região

Centro-Oeste como em outras regiões do Brasil;

2. Tentar calcular a perda de massa por imersão utilizando o molde de corpo de

prova do ensaio MCV (10 cm);

3. Estudar as granulometrias mais apropriadas que não causem problemas de

qualquer espécie, estabelecendo faixas admissíveis;

4. Elaborar catálogos com as principais características geotécnicas, como CBR,

Módulo Resiliente, parâmetros MCV/MCT e granulometria, visando utilização em

projetos de dimensionamento de estruturas de pavimento.

270

Referências Bibliográficas

• AASTHO (1986). “AASHTO Guide for Design of Pavement Structures”. American Association of State Highway and Transportation Officials. Washington, D.C.

• AASHTO (1993a). “AASHTO Guide for Design of Pavement Structures”. Washington, D.C.

• AASHTO (1993b). “AASHTO Design Procedures for New Pavements”. Volumes 1 e 2. A Training Course. Participant’s Manual.

• ALBERNAZ, C. A. V. (1997). “Método Simplificado de Retroanálise de Bacias de Deformação de Pavimentos Flexíveis”. Tese de Mestrado. Programa de Engenharia Civil, COPPE/UFRJ. Rio de Janeiro.

• ARANOVICH, L.A. (1985). “Desempenho de Pavimentos de Baixo Custo no Estado do Paraná”. Tese de Mestrado. Programa de Engenharia Civil, COPPE/UFRJ. Rio de Janeiro.

• ARANOVICH, L.A.S.; NOGAMI, J.S.; VILLIBOR, D.F.; STANGE, J.R.; CERATI, J.A. e MOTTA, L.M.G. (1995). “Relatório da Pesquisa do BNDES - Banco Nacional de Desenvolvimento Econômico e Social”. Em conjunto com os DERs - PR - SP - MT - MS e GO.

• BARKSDALE, R.D. (1971). “Compressive Stress Pulse Times in Flexible Pavement for Use in Dynamic Testing”. Highway Resarch Board. Record nº 345.

• BARROS, C.T. (1990). “Proposta de Novos Critérios para Especificação de Bases de Solo - Agregado Executadas com Solos Tropicais”. Tese de Doutorado. Departamento de Engenharia de Transportes, Escola Politécnica da Universidade de São Paulo. São Paulo.

• BERNUCCI, L. L. (1995). “Considerações sobre o Dimensionamento de Pavimentos Utilizando Solos Lateríticos para Rodovias de Baixo Volume de Tráfego”. Tese de Doutorado. Departamento de Engenharia de Transportes, Escola Politécnica da Universidade de São Paulo. São Paulo.

• CARDOSO, S. H. (1987). “Procedure for Flexible Airfield Pavement Design Based On’ Permanent Deformation”. Tese de Doutorado. University of Maryland. USA.

271

• CARNEIRO, F. L. (1943). “Um Novo Método para a Determinação da Resistência à Tração dos Concretos”. Comunicação, 5ª Reunião da Associação Brasileira de Normas Técnicas. Publicação do Instituto Nacional de Tecnologia, Rio de Janeiro. Também publicado no Boletim nº 13 do RILEM, série antiga. Paris (1953).

• CLARE, K.E. (1957). “Artifield Construction on Overseas Soils”. The Formation, Classification and Caracteristics of Tropical Soils. Proc. Brit. Inst. Civil Eng. London.

• COPPE (1988). “Procedimentos para Execução de Ensaios com Carregamento Repetido”. Laboratório de Geotecnia. COPPE/UFRJ. Rio de Janeiro.

• COZZOLINO, V.M. e NOGAMI, J.S. (1993). “Classificação Geotécnica MCT para Solos Tropicais”. Revista Solos e Rochas. Volume 16, nº 2. ABMS. São Paulo.

• DNER (1978). “Avaliação Objetiva da Superfície de Pavimentos Flexíveis e Semi - Rígidos”. DNER - PRO 08/78

• DNER (1983). “Guia de Gerência de Pavimentos”. IPR/DNER. Rio de Janeiro.

• DNER (1990). “Relatório Final da Pesquisa Sobre Solos Tropicais em Pavimentação”. IPR/DNER. Rio de Janeiro.

• EMBRAPA (1988a). “Definição e Notação de Horizontes e Camadas de Solo”. SNLCS. Rio de Janeiro.

• EMBRAPA (1988b). “Critérios para Distinção de Classes de Solos e de Fases de Umidades de Mapeamento”. SNLCS. Rio de Janeiro.

• FONTES, L.E. (1982). “Glossário de Temas e Expressões em Ciência do Solo”. Universidade Federal de Viçosa - Imprensa Universitária. Viçosa - MG.

• FORTES, R.M. e NOGAMI, J.S. (1991). “Método Expedito de Identificação do Grupo MCT de Solos Tropicais Utilizando-se de Anéis de PVC Rígido”. 25ª Reunião Anual de Pavimentação da ABPv. Volume 1. São Paulo.

• GIDIGASU. M.D. (1976). “Lacterite Soil Engineering - Pedogenesis and Engineering Principles”. Elsevier - New York.

• GIDIGASU, M. M. (1988). “The Use of Non - Traditional Tropical and Residual Materials for Pavement Construction”. A Review. Procesings of II Internacional Conference on Geomechanics in Tropical Soils (2º ICOTS), Singapore, Vol. 1, 197/403. A.A. Balkema. Rotterdam.

272

• HAILSWORTH, E.G. (1964). “The Relationship Between Experimental Pedologic and Soil Classification”. Congr. Exp. Pedol. East. School. Nottingham.

• HICKS, R.G. (1970). “Factors Influencing the Resilent Properties of Granular Materials”. Tese de Doutorado. Universidade da Califórnia. Berkeley - USA.

• JENNY, H. (1941). “Factors of Soil Deformation”. Mc Graw-Hill. New York.

• LOUGHMAN, F.C. (1969). “Chemical Weathering of the Silicate Minerals”. American Elsevier. New York.

• MEDINA, J. e PREUSSLER, E.S. (1980). “Características Resilientes de Solos em Estudos de Pavimentos”. Revista Solos e Rochas. Volume 3, nº 1. São Paulo.

• MEDINA, J. e PREUSSLER, E.S. (1983). “Soil Deformability in Pavement Design”. VII Congresso Panamericano de Mecânica dos Solos e Engenharia de Fundações. Vancouver - Canadá.

• MEDINA, J. (1988). “Fundamentos de Mecânica dos Pavimentos”. Tese para Concurso de Professor Titular. Programa de Engenharia Civil. COPPE/UFRJ. Rio de Janeiro.

• MEDINA, J. (1989). “Tropicals Soils in Paviment Design”. XII ICSMFE. ISSM. Rio de Janeiro.

• MEDINA, J. (1997). “Mecânica dos Pavimentos”. Editora UFRJ. Rio de Janeiro

• MEDINA, J.; MACÊDO, J.A.; MOTTA, L. M. G. e ALBERNAZ, C. A. V. (1994). “Utilização de Ensaios Defletométricos e de Laboratório para Avaliação Estrutural de Pavimentos”. 28ª RAPV. Belo Horizonte.

• MITCHELL, J.K. (1975). “Fundamentals of Soil Behavior”. John Wiley. Berkeley.

• MOHR, F.C. (1966). “Review of Research on Laterites”. Nat. Resour. Res. IV. Unesco. Paris.

• MONISMITH, C.L. (1992). “Analytically Based Asphalt Pavement Design and Rehabilition: Theory to Pratice, 1962 - 1992”. Transportation Research Record. TRR-1354.

• MOTTA, L. M.; ARANOVICH, L. A. e CERATTI, J. A. (1985). “Comportamento Resiliente de Solos Utilizados em Pavimentos de Baixo Custo”. Revista Solos & Rocha, Vol. 8, nº 3.

• MOTTA, L.M. e MEDINA, J. (1988). “ Considerações sobre Ensaios de Carga Repetida de Solos e Materiais de Pavimentação”. Simpósio sobre Novos Conceitos em Ensaios de Campo e Laboratório em Geotecnia. COPPE/UFRJ. Rio de Janeiro.

273

• MOTTA, L. M. e MEDINA, J. (1990). “Resiliência de Solos Pedregulhosos Lateríticos”. Anais da 24ª Reunião de Pavimentação da ABPv. Volume 1. Belém.

• MOTTA, L. M. (1991). “Método de Dimensionamento de Pavimentos Flexíveis; Critério de Confiabilidade e Ensaios de Cargas Repetidas”. Tese de Doutorado. Programa de Engenharia Civil - COPPE/UFRJ. Rio de Janeiro.

• MOTTA, L. M. (1994). “Análise Estrutural através de Ensaios de Laboratório e Campo - Um Caso Estudado”. Anais do 12º Encontro dos Asfalto. Rio de Janeiro.

• NIMER, E. (1989). “Geografia da Região Centro - Oeste”. Fundação Instituto Brasileiro de Geografia e Estatística - IBGE. Rio de Janeiro.

• NOGAMI, J.S. e VILLIBOR, D.F. (1980). ”Caracterização e Classificação Geral dos Solos para Pavimentação: Limitações dos Métodos Tradicionais, Apresentação de uma Nova Sistemática”. 15ª RAP-ABPv. Belo Horizonte.

• NOGAMI, J. S. e VILLIBOR, D. F. (1981). “Uma Nova Classificação de Solos para Finalidades Rodoviárias”. Simpósio Brasileiro de Solos Tropicais em Engenharia. Volume I, COPPE/UFRJ. Rio de Janeiro.

• NOGAMI, J. S. e COZZOLINO, V. M. (1985). “A Identificação de Solos Tropicais: Dificuldades e Proposta de um Método Preliminar”. 20ª Reunião Anual de Pavimentação da ABPv. Fortaleza.

• NOGAMI, J. S.; COZZOLINO, V. M. e VILLIBOR, D. F. (1989). “Meaning of Coefficients and Index of MCT Soil Classification for Tropical Soils”. Proc. 12ª Inter. Conf. Soil Mech. and Found. Enginnering. Vol. 1, 547/550. Balkema. Rotterdam.

• NOGAMI, J.S. e VILLIBOR, D.F. (1992). “Dosagem de Solo - Agragados Tropicais, de Granulação Grossa, para Bases de Pavimentos”. 26ª RAP - ABPv. Volume I. Aracaju.

• NOGAMI, J.S. e VILLIBOR, D.F. (1995). “Pavimentação de Baixo Custo com Solos Lateríticos”. Editora Villibor. São Paulo.

• OLIVEIRA, J.B.; JACOMINE, P.K. e CAMARGO, M.N. (1992). “Classes Gerais de Solos do Brasil - Guia Auxiliar para se Reconhecimento”. FCAV - Unesp. Jaboticabal.

• PARSONS, A. W. (1976). “The Rapid Measurement of the Moisture Condition of Ecarthwork Material”. LR 750. Transport and Road Research Laboratory. Crowthorne. U.K.

274

• PIDWERBESK, B. D. e STEVEN, B. D. (1997). “Subgrade Strain Criterion for Limiting Reeting in Asphalt Pavements “. Eighth International Conference on Asphalt Pavements”. University of Washington. Seattle.

• PINTO, S. (1979). “Critérios de Compactação de Base Estabilizada Granulometricamente”. IPR/DNER. Rio de Janeiro.

• PINTO, S. e PREUSSLER, E.S. (1980). “Módulos Resilientes de Concretos Asfálticos”. IPR/DNER. Rio de Janeiro.

• PINTO, S. (1991). “Estudo do Comportamento à Fadiga de Misturas Betuminosas e Aplicação na Avaliação Estrutural de Pavimentos”. Tese de Doutorado. Programa de Engenharia Civil. COPPE/UFRJ. Rio de Janeiro.

• PREUSSLER, E.S. (1978). “Ensaios Triaxiais Dinâmicos de Solo Arenoso”. Tese de Mestrado. Programa de Engenharia Civil. COPPE/UFRJ. Rio de Janeiro.

• PREUSSLER, E.S. e MEDINA, J. (1979). “A Consideração das Deflexões na Avaliação Estrutural dos Pavimentos Asfálticos”. Simpósio Internacional de Avaliação de Pavimentos e Projeto de Reforço. ABPv. Rio de Janeiro.

• PREUSSLER, E.S.; MEDINA, J. e PINTO, S. (1981). “Resiliência de Solos Tropicais e sua Aplicação à Mecânica dos Pavimentos”. Simpósio de Solos Tropicais. COPPE/UFRJ. Rio de Janeiro.

• PREUSSLER, E.S. (1983). “Estudo da Deformação Resiliente de Pavimentos Flexíveis e Aplicação ao Projeto de Camadas de Reforço”. Tese de Doutorado. Programa de Engenharia Civil. COPPE/UFRJ. Rio de Janeiro.

• QUEIROZ, C. A. e VISSER, A.T. (1978). “Uma Investigação dos Módulos de Resiliência de Revestimentos Betuminosos Brasileiros”. 14ª Reunião Anual de Pavimentação da ABPv. Rio de Janeiro.

• QUEIROZ, C. A. (1984). “Modelos de Revisão do Desempenho para a Gerência de Pavimentos no Brasil”. Tese de Doutorado. Universidade de Texas. Austin - USA.

• RADAMBRASIL (1982). “Projeto RADAMBRASIL”. Volume 26 - Folha Cuiabá. Rio de Janeiro.

• RAPPORT INTERNE J 341/2 (1981). “La Classification des Sols Rouges Tropicaux à l’Aide de l’Essai Moisture Condition”. Zurich.

275

• REMILLON, A. (1967). “Les Recherches Routieres Entreprise en Afrique d’Expression Française”. Ann. Inst. Tech. Paris

• RODRIGUES, M. G. (1992). “Contribuição ao Estudo do Método Físico-Químico de Dosagem do Solo-Cimento”. Tese de Mestrado. Programa de Engenharia Civil, COPPE/UFRJ. Rio de Janeiro.

• SANCHES ROSS, J.L. (1982). “Geomorfologia”. Projeto RADAMBRASIL. Volume 26. Folha de Cuiabá.

• SANTANA, H. (1983). “Pontos Básicos e Elementares da Estabilização Granulométrica”. 18ª Reunião Anual de Pavimentação da ABPv. Porto Alegre.

• SANTANA, H. (1987). “Os Materiais Lateríticos na Pavimentação de Baixo Custo no Brasil”. 22ª Reunião Anual de Pavimentação da ABPv. Maceió.

• SEED, H. B.; CHAN, C. K. e LEE, C. E. (1962). “Resilience Caracteristics of Subgrade Soil and their Relation to Fadigue Failures en Asphalt Paviments”. International Conference on the Structural Design os Asphalt Paviment. University of Michigan. USA.

• SHERMAN, G. D. e Outros (1954). “Origen and Development of Ferruginous Concretions in Hawaiian Latosols”. Soil Sci. USA.

• SILVA, P. D. (1995). “Contribuição para o Aperfeiçoamento do Emprego do Programa FEPAVE2 em Estudos e Projetos de Pavimentos Flexíveis”. Tese de Mestrado. Programa de Engenharia Civil, COPPE/UFRJ. Rio de Janeiro.

• SOUZA PINTO, C. (1966). “Equipamento Reduzido para Moldagem de Corpos de Prova de Solo – Aditivo”. Publicação 87–GTM–65–01. IPR/DNER. Rio de Janeiro.

• SVENSON, M. (1980). “Ensaios Triaxiais Dinâmicos de Solos Argilosos”. Tese de Mestrado. Programa de Engenharia Civil. COPPE/UFRJ. Rio de Janeiro.

• SWEERE, G. T. (1990). “Unbound Granular Bases for Roads”. Tese de Doutorado. Technischee Universiteit Delft.

• THAGESEN, B. (1996). “Highway and Traffic Engineering in Developing Countries”. Editora E e FN SPON. Inglaterra

• THEYSE, H. L. (1997). “Mechanistic Empirical Modelling of The Permanent Deformation of Unbound Pavement Layers”. Eighth International Conference on Asphalt Pavements. University of Washington. Seattle.

276

• TRB (1975). “Test Procedures for Characterizing Dynamic Stress-Strain Properties of Pavement Materials”. Especial Report 163. Transportetion Research Board.

• TRL (1992). “Compactation of Soils and Granular Materials”. A Review of Research Perfomed at the Transport Research Laboratory. Londres - Inglaterra.

• TWENEBOAH, K. B. (1981). “Compaction and Strenght Control of Tropical and Other Soils with the Moisture Condition Apparatus”. Tese de Mestrado. Swiss Federal Institute of Technology (ETH). Zurich.

• MILLARD, R. S. (1993). “Road Building the Tropics”. TRL. Londres - Inglaterra.

• TROPICAL’S (1985). “Peculiarities of Geotechnical Behavior of Tropical Lateritic and Saprolitic Soils - Progress Report (1982 - 1985)”. ABMS. Brasília.

• VALLEJO, J.; KENNEDY, T.W. e HASS, R. (1976). “Permanent Deformation Characteristics os Asphalt Mixtures by Repeated Load Indirect Tensile Test”. Research Report. University at Texas. Austin - USA.

• VALLERGA, B.A. e Outros (1969). “Engineering Study of Laterite and Lateritic Soils in Connection with Construction of Roads, Highways and Airfields”. U.S. Agency Int. Dev. USAID/CSD - 1810.

• VAN GANSE, R. (1957). “Proprietés et Applications des Latérites au Congo Belge”. Acad. R. Sci. Colon.

• VERTAMATTI, E. (1988). “Contribuição ao Conhecimento Geotécnico de Solos da Amazônia com Base na Investigação de Aeroportos e Metodologias MCT e Resiliente”. Tese de Doutorado. Instituto Técnológico da Aeronáutica. São José dos Campos - SP.

• VISSER, A.T.; QUEIROZ, C.A.; HUDSON, W.R. (1981). “Previsão de Módulos de Resiliência de Subleitos Tropicais a Partir de Ensaios Tradicionais”. Simpósio Brasileiro de Solos Tropicais em Engenharia. Volume 1. COPPE/UFRJ. Rio de Janeiro.

277

APÊNDICE A FICHAS INDIVIDUAIS DOS ENSAIOS DE MÓDULO DAS CAMADAS DE BASE, SUB-

BASE E SUBLEITO DAS 8 ESTAÇÕES DE ESTUDO

278

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APÊNDICE B FICHAS INDIVIDUAIS DOS ENSAIOS DE MÓDULO RESILIENTE POR

COMPRESSÃO DIAMETRAL DOS CORPOS DE PROVA DE REVESTIMENTO EM CBUQ

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309

APÊNDICE C CÁLCULO DA TENSÃO DE TRAÇÃO DOS CORPOS DE PROVA DE

REVESTIMENTO EM CBUQ

310

311

Cálculo da Densidade dos Corpos de Prova do Revestimento em CBUQ

312

313

Cálculo da Densidade Aparente dos Corpos de Prova do Revestimento em CBUQ

314

315

APÊNDICE D CÁLCULO DA COMPOSIÇÃO MINERALÓGICA DOS SOLOS DE BASE, SUB-BASE

E SUBLEITO DAS 8 ESTAÇÕES DE ESTUDO, BASEADA NA ANÁLISE QUÍMICA DOS MESMOS

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328

APÊNDICE E CÁLCULO DA PERDA DE MASSA POR IMERSSÃO (PI), DO COEFICIENTE d’ E DO

ÍNDICE e’ DOS SOLOS DE BASE, SUB-BASE E SUBLEITO DAS 8 ESTAÇÕES DE ESTUDO, OBTIDOS DO ENSAIO MINI-MCV

329

Cálculo da Perda de Massa por Imerssão – PI (%)

330

Cálculo da Perda de Massa por Imerssão – PI (%)

Cálculo do Coeficiente d’ (inclinação da parte reta do ramo seco da curva de compactação de 12 golpes)

Cálculo do Índice e’ e Classificação MCT dos Solos

333

APÊNDICE F CÁLCULO DO COEFICIENTE d E DO ÍNDICE e DOS SOLOS DE BASE, SUB-BASE E SUBLEITO DAS 8 ESTAÇÕES DE ESTUDO, OBTIDOS DO ENSAIO MCV-PARSONS

334

Correção da Massa Específica Aparente Seca Cilindro ϕ = 10cm (do número final de golpes para 24 golpes)

335

Correção da Massa Específica Aparente Seca Cilindro ϕ = 10cm (do número final de golpes para 24 golpes)

336

Correção da Massa Específica Aparente Seca Cilindro ϕ = 10cm (do número final de golpes para 24 golpes)

337

Correção da Massa Específica Aparente Seca Cilindro ϕ = 10cm (do número final de golpes para 24 golpes)

338

Correção da Massa Específica Aparente Seca Cilindro ϕ = 10cm (do número final de golpes para 24 golpes)

339

Correção da Massa Específica Aparente Seca Cilindro ϕ = 10cm (do número final de golpes para 24 golpes)

340

Correção da Massa Específica Aparente Seca Cilindro ϕ = 10cm (do número final de golpes para 24 golpes)

Cálculo do Coeficiente d Cilindro ϕ = 10cm (inclinação da parte reta do ramo seco da curva de compactação de 24 golpes)

342

Cálculo do Índice e – Classificação MCT dos Solos (Cilindro com ϕ = 10cm)