-
37
Para el desarrollo de esta investigacin se considerar los mtodos
de clasificacin USCS, AASHTO y MCT. Una descripcin ms detallada
para la clasificacin USCS y AASHTO, se encuentra en el Anexo 3.
4.5.1 Clasificacin del suelo MCT Debido a las incompatibilidades
verificadas a lo largo de los aos entre los resultados obtenidos
por las clasificaciones tradicionales en los pases de climas
tropicales y el comportamiento geotcnico en campo se vio la
necesidad de obtener una clasificacin especialmente desarrollada
para los suelos tropicales.
Con la finalidad de mejorar la identificacin y la caracterizacin
de los suelos tropicales, al inicio de la dcada de los 80, Nogami y
Villibor propusieron un nuevo sistema de clasificacin denominado
Miniatura Compactada Tropical (MCT).
La clasificacin MCT desarrollada en Brasil, especficamente para
suelos tropicales no se basa en las propiedades ndices (lmites de
Atterberg, distribucin granulomtrica) como si lo hacen las
clasificaciones tradicionales, se basa en ensayos de laboratorio de
compactacin y prdida de masa por inmersin en agua de cuerpos de
prueba compactados y de dimensiones reducidas (Nogami &
Villibor, 1981).
El mtodo utiliza muestras de prueba compactadas de dimensiones
reducidas de 5 cm de dimetro y 5 cm de altura para calificar
propiedades fundamentales de los suelos como contraccin,
permeabilidad, expansin, coeficiente de penetracin del agua,
cohesin, capacidad de soporte y las familias de curvas de
compactacin.
En esta clasificacin, se propusieron dos grupos de suelos que
pueden presentar comportamiento latertico (L) o comportamiento no
latertico (N), subdivididos en siete subgrupos as (Tabla 3):
- Arenas laterticas (LA) - Suelos arenosos laterticos (LA) -
Suelos arcillosos laterticos (LG) - Arenas no laterticas (NA) -
Suelos arenosos no laterticos (NA) - Suelos sedimentarios no
lateriticos (NS) - Suelos arcillosos no laterticos (NG)
-
38
Tabla 3. Grupos de Clasificacin MCT
Grupos de clasificacin MCT Descripcin
LG Arcillas laterticas y arcillas laterticas arenosas.
LA Arenas arcillosas laterticas.
LA Arenas con poca arcilla latertica.
NG Arcillas, arcillas limosas y arcillas arenosas no
laterticas.
NS Limos caolniticos y micceos, limos arenosos y limos
arcillosos no-laterticos.
NA Arenas limosas y arenas arcillosas no-laterticas. NA Arenas
limosas con limos cuarzosos y limos arcillosos no laterticos.
De acuerdo con Fernandes (2006) estos grupos presentan las
siguientes caractersticas:
Arenas laterticas (LA):
En este grupo estn incluidas las arenas con pocos finos, de
comportamiento latertico, tpicas del horizonte B de los suelos
cohesivos pedolgicamente como arenas de cuarzos
Suelos arenosos laterticos (LA):
Suelos tpicamente arenosos y constituyentes del horizonte B de
los suelos cohesivos pedolgicamente en Brasil para lato suelos
arenosos y suelos podzlicos o podzolizados arenosos. Estos suelos
ms all de la presencia de los matices rojos y amarillos, presenta
cortes firmes (poco o nada erosivos), ntidamente trincados, cuando
se exponen a la intemperie.
Suelos arcillosos laterticos (LG) :
Este grupo est formado por arcillas y arcillas arenosas, que
constituyen el horizonte B de los suelos cohesivos pedolgicamente
como latosuelos, suelos podzlicos y tierras bien estructuradas.
Cuando presentan porcentajes de arena elevadas, tienen un
comportamiento semejante a los suelos del grupo LA.
-
39
Arenas no laterticas (NA):
Los suelos pertenecientes a este grupo son las arenas,
materiales sedimentarios y combinaciones de arenas y sedimentos, en
los cuales los granos son constituidos esencialmente por cuarzos y
micas. Prcticamente no posee finos arcillosos cohesivos
sedimentarios caolinticos.
Suelos arenosos no laterticos (NA):
Compuestos granulomtricamente por combinacin de arenas con
cuarzos (o de minerales de propiedades similares) con finos que
pasan el tamiz de 0.075 mm, de comportamiento no latertico.
Generalmente los tipos ms representativos son los suelos
saprolticos originados de rocas ricas en cuarzo tales como
granitos, neis, areniscas y cuarzos impuros.
Suelos sedimentarios no lateriticos (NS):
Este grupo comprende los suelos saprolticos areno-sedimentarios,
resultantes del intemperismo tropical de rocas metamrficas y
volcnicas, de constitucin predominante de feldespatos, micas y
cuarzos. La variedad ms rica es las arenas provenientes de cuarzos,
que pueden tener caractersticas mecnicas e hidrulicas que se
aproximan a los suelos del grupo NA.
Suelos arcillosos no laterticos (NG):
Este grupo comprende los suelos saprolticos arcillosos,
provenientes de rocas sedimentarias arcillosas o cristalinas pobres
en cuarzo y ricas en anfibolitas, piroxenos y feldespatos clcicos.
La clasificacin de este grupo son suelos superficiales pedognicos
no laterticos, como lo son vertisuelos y suelos transportados
Con el fn de generar un baco de clasificacin (Figura 8), podemos
observar la distribucin de estos suelos en un grfico que combina el
coeficiente c el cual est asociado a la arcillosidad del suelo y el
ndice e que se refiere al carcter latertico del suelo. Para
determinar estos valores son necesarios los ensayos de Mini-MCV y
prdida de masa por inmersin (Fernandes, 2006)
-
40
Figura 8. Grfico de Clasificacin MCT (Nogami e Villibor,
1981)
De acuerdo con Barroso (2002), el mtodo MCT se aplica solamente
a los suelos que presentan, como mnimo, un 95% de material que pasa
el tamiz de abertura nominal igual a 2 mm, teniendo en cuenta las
dimensiones reducidas del cilindro de compactacin Mini-MCV.
Vermatti (1988) propuso la utilizacin de un equipo semejante al
MCV, desarrollado por Parsons (1976), para el estudio de las
caractersticas de los suelos granulares. Este autor estudio suelos
que pueden pasar totalmente o tener una parte retenida en el tamiz
de abertura igual a 2 mm. Fue presentada una propuesta de
modificacin de la clasificacin MCT, incluido un baco de
clasificacin, o grupo de suelos transicionales (T), de acuerdo como
se muestra en la Figura 9.
El baco presentado por Vermatti (1988) fue denominado MCT-M (M
de modificado). Se puede observar en el baco que los suelos
transicionales ocupan una faja intermedia entre los suelos que
presenta comportamiento latertico y no latertico.
-
41
Figura 9. Abaco de clasificacin MCT modificado (Vertamatti,
1988)
Con el fin de simplificar los ensayos necesarios para la
clasificacin de los suelos, utilizando menor cantidad de muestra y
equipamiento ms simple, y obtener resultados coherentes de acuerdo
al comportamiento geotcnico real de los suelos, se desarroll un
nuevo procedimiento denominado MCT rpido o Mtodo de las Pastillas
propuesto por Nogami y Villibor (1994).
El ensayo consiste bsicamente en el moldeo de cuerpos de prueba
en forma de pastillas en un anillo de acero inoxidable con
dimensiones de 20 mm de dimetro y 5 mm de altura y tomar las
medidas de contraccin (Ct) y penetracin (consistencia) de las
pastillas.
ste procedimiento da valores de contraccin diametral y
penetracin despus de la absorcin de agua de especmenes de suelo que
se introducen en las ecuaciones (1) y (2), para luego determinar el
tipo de suelo con la ayuda del grfico de clasificacin MCT Nogami et
al (1996) (Figura 10).
Para valores de contraccin entre 0.1 y 0.5 mm
c = (log10 Ct + 1)/0.904 (1)
Para valores de contraccin mayores o iguales a 0.6 mm
c = (log10 Ct + 0.7)/0.5 (2)
-
42
La clasificacin del suelo se determina a partir del grfico de
clasificacin de mtodo de las pastillas presentado en la Figura
10.
Figura 10. Grfico de Clasificacin MCT por el mtodo de las
Pastillas (Nogami et al., 1996)
En el ao 2002, Godoy y Bernucci propusieron modificaciones al
mtodo de las pastillas presentado por Nogami y Villibor (1994).
Dentro de los cambios de destaca la mudanza de las dimensiones de
las pastillas utilizadas en los ensayos que en estos casos posee 35
mm de dimetro y 10 mm de altura.
Otra importante modificacin realizada a este mtodo es la
utilizacin de un minipenetrmetro para obtener los valores de
penetracin, que resulta con una menor interferencia en los
resultados por parte del operador.
El minipenetrmetro est compuesto por un cono con una abertura de
60 y pesos de 10 y 30 gramos.
Segn los autores este mtodo es la principal propuesta de ensayo
en la cuantificacin del fenmeno de irreversibilidad adquirida,
total o parcialmente, de los suelos laterticos, realizada de una
manera expedita.
La clasificacin se realiza a travs de la gua de identificacin de
suelos tropicales presentada en la Tabla 4.
-
43
Tabla 4. Gua de identificacin de suelos tropicales (Godoy &
Bernucci, 2002)
Clase de
suelo Caracterstica
del suelo Contraccin
(%) Expansin
(%) Penetracin (mm) cono
de 10 g
Penetracin (mm) cono
de 30 g ndice de
reabsorcin
LATE
RTI
CO
Tpicos > 2 < 1 0 0 Negativo
Arcillosos 6 10,5 4 6 < 0,6
Arenosos 2 a 6 10,5 4 6 < 0,6
Arenas 2 10,5 4 6 < 0,6
TRAN
SICI
ON
AL Arcillosos 6 5,5 a 13 3 a 5 6 a 8 0,3 a 0,9
Arenosos 2 a 6 5,5 a 13 3 a 5 6 a 8 0,3 a 0,9
Arenas 2 5,5 a 13 3 a 5 6 a 8 0,3 a 0,9
NO LA
TER
TICO
Arcillosos 6 > 8 4 8 > 0,4
Sedimentario 2 a 4 9 a 15 6 11 0,4 a 0,7
Arenosos 2 a 6 > 8 4 8 > 0,4
Arenas 2 > 5 4 8 > 0,4
La metodologa de clasificacin usada es la siguiente:
Moldeo: La fraccin de suelo que pasa el tamiz No. 40 es
humedecida y espatulada. Se moldean pastillas en anillos de 20 mm
de dimetro y 5 mm de altura y se llevan a secar a 60C durante 24
horas.
Contraccin diametral: Despus del secado, se mide la contraccin
(C) de las pastillas por la variacin en su dimetro y se determina
el c.
Reabsorcin de agua: Los anillos son rehumedecidos en placa
porosa saturada durante dos horas. Se observa la expansin, el
fisuramiento y el debilitamiento.
-
44
Este ltimo es evaluado por la penetracin de una punta de acero
de dimetro de 1,25 mm y una masa de 10 g en la pastilla
saturada.
La determinacin del grupo a partir de esta clasificacin expedita
muestra en la Tabla 5.
Tabla 5. Determinacin del grupo MCT por clasificacin expedita.
(Adaptado de Nogami, 1995)
c Penetracin (mm) Grupo MCT
< 0,5 < 0,3 LA
3,1 a 3,9 NA
4,0 NA / NS
0,6 a 0,9 < 2,0 LA-LA
2,1 a 3,9 NA-NS
4,0 NS-NA
1,0 a 1,3 < 2 LA
2,1 a 3,9 NA
4,0 NS
1,4 a 1,7 < 2 LA-LG
2,1 a 3,9 NA/NG-NS
4,0 NS-NG
1,8 < 2 LG
2,1 a 3,9 NG
4,0 NG
Donde,
- LA: Arenas laterticas - LA: Suelos arenosos laterticos - LG:
Suelos arcillosos laterticos - NA: Arenas no laterticas - NA:
Suelos arenosos no laterticos - NS: Suelos sedimentarios no
lateriticos - NG: Suelos arcillosos no laterticos - El smbolo (-)
indica opcin equivalente y el smbolo (/) opcin decreciente.
-
45
4.5.2 Correlacin entre el sistema MCT y el AASHTO y el USCS De
acuerdo a Nogami y Villibor (1995), la clasificacin MCT presenta la
siguiente correlacin con las clasificaciones AASHTO y USCS:
Tabla 6. Clasificacin MCT y diversos grupos de suelos integrados
(Modificado de Nogami y Villibor, 1995)
Granulometra tpica
Arcil
las
Lim
os
Are
nas
Li
mos
as
Lim
os
Lim
os Ar
enos
os
Arcil
las
Arcil
las
are
no
sas
Arcil
las
limo
sas
Lim
os ar
cillo
so
Are
nas
Li
mos
as
Are
nas
Ar
cillo
sas
Arcil
las
Arcil
las
are
no
sas
Arcil
las
limo
sas
Lim
os Ar
cillo
so
Comportamiento N = No Laterticos L = Latertico Grupo MCT NA NA
NS NG LA LA LG Grupos tradicionalmente obtenidos de muestras
clasificadas en grupos MCT discriminados en tipos de columnas
USCS
SP SM
SM SM CL ML MH
MH CH
SP SC SC
MH
SC ML
ML CH
AAST
HO
A-2
A-2 A-4 A-6
A-7-5 A-2 A-2 A-4
A-6 A-7-5 A-4 A-5
A-7 A-7-5
4.6. Ensayos de caracterizacin Propiedades elementales de los
suelos
Para determinacin de las caractersticas y propiedades
elementales de los suelos, se efectuaron los siguientes ensayos y
parmetros que se relacionan a continuacin:
Granulometra, porosidad e ndice de vacos, humedad, peso
especfico y grado de saturacin, plasticidad (lmites de atterberg),
compactacin de suelos, compactacin CBR, resistencia a esfuerzo
cortante, ensayo edomtrico o de consolidacin.
Una descripcin detallada de cada uno de estos ensayos se
presenta en el anexo 3.
Algunos parmetros y ensayos que no son de uso frecuente en la
Geotecnia se muestran a continuacin:
-
46
4.6.1 Suelos colapsables
Por definicin, colapso es la repentina prdida de volumen de un
suelo bajo la accin de agentes exgenos. Esta prdida de volumen se
traduce en consecuencias superficiales asociadas a una alteracin
rpida de la resistencia y a un desmoronamiento estructural interno
al momento en que el suelo absorbe cantidades importantes de agua,
sin que haya una variacin en las presiones exteriores aplicadas.
(Bell, 2000)
Los suelos colapsables suelen presentar una gran variedad de
formas y tamao de partculas, aunque la mayora de ellos poseen
granos de forma redondeada. Se presenta este problema en suelos
limosos y ocasionalmente en arenas y gravas. No es raro encontrar
que contengan adems un cierto contenido de arcilla. (Bell,
2000)
De acuerdo con Bell, 2000, los suelos como loess (material
sedimentario arcilloso y calcreo transportado por el viento, que
forma suelos permeables y muy frtiles), brickearth (es un depsito
superficial de estructura homognea de arcilla o limo) y ciertos
sedimentos transportados por el viento puede tener el potencial de
colapso. Sin embargo, estos depsitos transportados por el viento no
son los nicos suelos que son capaces de colapsar. Algunos
Saprolitos, especialmente los derivados de granitos, tambin pueden
presentar un potencial de colapso. Los suelos colapsables,
normalmente poseen textura porosa con relaciones altas de vacos y
tienen densidades relativamente bajas. A menudo tienen suficiente
espacio vaco en su estado no saturado para mantener su contenido de
humedad entre el lmite lquido a la saturacin. En un contenido
natural de humedad bajo, estos suelos poseen una fuerza aparente
alta, pero son susceptibles a grandes reducciones en la relacin de
vacos cuando se mojan. En otras palabras, el equilibrio lmite de la
textura de colapso es el vnculo entre los granos que se destruye
cuando el suelo est mojado. Por lo tanto, el proceso de colapso
representa una reordenacin de las partculas del suelo dentro de un
estado denso interno. El colapso en estado de saturacin, dura
normalmente slo un corto perodo de tiempo, aunque para la arcilla
este periodo tiende a ser ms largo.
4.6.2 Determinacin del Potencial de Colapso
Su finalidad es determinar o evaluar la susceptibilidad al
colapso de una muestra de suelo, la que podr sufrir un asentamiento
adicional originado por la inundacin de la muestra.
Existen varias formas de determinar el potencial de colapso de
un suelo, considerando diferentes parmetros, como lo son los
basados en los ndices
-
47
fsicos y en los lmites de Atterberg, presentados por FEDA en
1966; los basados en la granulometra presentado por Handy en 1973 y
los basados en los ensayos edomtricos, que ser el que nos ocupe en
esta tesis.
El procedimiento para el clculo del ndice de colapso se realiza
a partir del ensayo de consolidacin edomtrico duplo que consiste en
lo siguiente:
Se realizan dos ensayos edomtricos sobre las mismas muestras,
cargndolos inicialmente con 1kPa hasta la estabilizacin de las
deformaciones. En uno de los cuerpos es mantenida la humedad
natural, mientras el otro es inundado hasta su saturacin en el
equipo. Los ensayos son cargados progresivamente, aplicando cada
carga despus de la estabilizacin de las deformaciones. Despus de la
mxima carga se procede a la descarga. La interpretacin de los
resultados se realiza a partir de los grficos e vs log v (Ver
figura 11).
Figura 11. Grafico e vs log v para el ensayo edomtrico de
colapso
Interpretacin del potencial de colapso (CP).
En 1975, Jennings y Knight propusieron una escala de estimacin
del peligro de colapso de acuerdo al potencial calculado, el cual
se indica en la Tabla 7.
-
48
Tabla 7. Tabla de riesgo de colapso de un suelo de acuerdo a su
potencial de colapso (Despus de Jennings y Knight, 1975) (Bell,
2000)
Potencial de colapso ( CP ) ( % ) Riesgo de colapso 0 - 1 No hay
problemas 1 - 5 Problemas moderados 5 - 10 Problemas 10 - 20
Problemas graves
> 20 Problemas muy graves
4.6.3 Las fuerzas superficiales y la succin
Entre las fases aire-agua-suelo se producen contactos donde se
desarrollan una serie de fuerzas de atraccin y repulsin, cuyo
origen es gravitatorio o elctrico. En las zonas de contacto entre
fases se combinan las fuerzas de cohesin propias de cada fase, y
las fuerzas de adhesin entre fases distintas. En un suelo no
saturado ocurre en las interfases aguapartculas, airepartculas,
aire agua y aireaguapartculas. De los cuatro, los contactos
aire-agua y aire-agua-partculas son los ms importantes. (Alonso,
2008)
Las molculas de agua en el interior de fluido se ven sometidas a
unas fuerzas de atraccin istropas, en todas las direcciones, por
las molculas que las rodean, pero en la superficie del fluido no es
as, ya que solo existen la mitad de molculas que rodea a las dems.
Esta falta de atraccin en la otra direccin produce una
descompensacin y por lo tanto, una fuerza neta hacia el interior de
fluido sobre las molculas que se encuentran en la superficie.
Entonces, el agua tiende a tener la mnima superficie en contacto
con el aire, y en cada punto, la fuerza resultante sobre las
partculas es perpendicular a esa superficie. Este efecto produce
que la superficie resultante sea semiesfrica, y se llama menisco.
(Alonso, 2008)
La relacin entre el radio de curvatura del menisco y la
diferencia de presin entre las fases de agua y aire viene dada por
la ley de Jurin (1718):
= !"#$%
y son la presin de aire y de agua respectivamente, es la tensin
superficial en la superficie de contacto entre fases agua-aire, y
es el ngulo en el enlace entre el menisco y la partcula slida.
Se puede observar que en el menisco la presin de agua es
inferior a la presin de aire, y esta diferencia, es ms grande
cuanto ms pequeo es el radio r. Si
-
49
se toma como presin de referencia (el cero) la presin
atmosfrica, implica que la presin de agua entonces es negativa.
Schofield (1935) fue el primero en usar el trmino succin del suelo
para representar una deficiencia de la presin de agua en los poros
de algunos suelos no saturados, los cuales podan absorber agua a
presin atmosfrica si se les aada. El trmino succin define el estado
de esfuerzos en el interior de un suelo que se produce por las
fuerzas de superficie, capaces de retener agua en su interior. Es
un parmetro crucial para el entendimiento del comportamiento
deformacional de un suelo parcialmente saturado. El flujo de agua a
travs de los suelos no saturados se controla por el gradiente del
potencial total del agua. El potencial del agua puede expresarse
como la suma de tres componentes:
Potencial gravitacional, causado por la elevacin del agua del
suelo con respecto a un nivel de referencia.
Capilar o potencial matricial, causado por efectos de la tensin
superficial.
Potencial osmtico, causado por la concentracin de iones
disueltos en el agua del suelo.
Los dos ltimos potenciales, matricial y osmtico definen y forman
lo que se denomina succin. Diversos autores han estudiado
experimentalmente el efecto que tiene cada una de las componentes
de la succin sobre el comportamiento del suelo. Si bien es
reconocida la influencia de la succin matricial sobre la respuesta
deformacional y resistente del suelo, no existe evidencia clara
sobre el efecto de la succin osmtica. Fredlund (1979) o Alonso
(1987) consideran suficiente a la succin matricial para describir
el comportamiento mecnico de un suelo. Sin embargo, algunos autores
como Jimnez Salas (1973) reportan variaciones de volumen al cambiar
la succin osmtica.
La succin matricial se define como la diferencia entre presin de
aire de los poros y presin de agua, (Fredlund, 1979 y Alonso,
1987). El valor de esta succin matricial de poros ( ) depende de la
tensin superficial y el radio de curvatura del menisco. Debido a
que en los poros pequeos los radios de curvatura son menores, se
desarrollan succiones matriciales ms altas en suelos arcillosos que
en los suelos granulares. (Barrera et al, 2004)
4.6.3.1 Succin Matricial. La succin matricial puede ser
determinada a travs del mtodo de papel filtro por medio de la Norma
ASTMD5298-92.
Este mtodo se basa en que un suelo con cierta humedad, cuando
est en contacto con un papel filtro de una humedad menor, hace que
este ltimo absorba una cierta cantidad de agua del suelo hasta que
el sistema entre en
-
50
equilibrio; existe una relacin entre la succin y la humedad del
papel filtro y puede ser obtenida por la curva de calibracin
(Marinho, 1995).
Para humedades de papel filtro > 47%, la succin (kPa) =
10(6.05-2.48*log w)
Para humedades de papel filtro 47%, la succin (kPa) =
10(4.84-0.0622* w)
Finalmente conociendo la humedad de cada papel se tiene la
succin de todas las pastillas y graficando estos datos con la
humedad de los cuerpos se obtiene la curva caracterstica del
material o curva de retencin de agua del material.
4.6.4 Caracterizacin qumica
Para conocer el efecto de la meteorizacin en la composicin
qumica del perfil de un suelo estudiado, pueden evaluarse algunos
parmetros como lo son el pH, en agua y en solucin de cloruro de
potasio KCl, las proporciones de los elementos mayores (calcio
(Ca), potasio (K), magnesio (Mg), fsforo (P), aluminio (Al)), el
contenido de materia orgnica, y la capacidad de intercambio
catinico efectiva o suma de cationes de cambio (C.I.C.E).
El pH, es la relacin entre el contenido de protones y iones de
OH y determina el grado de acidez o alcalinidad de un suelo
(Jaramillo, 2002). El valor obtenido depende de la relacin suelo
agua. El pH decrece con el aumento en la concentracin de sales
neutras en la solucin y con el incremento en la cantidad de sales
de CO2 disuelto.
Segn el pH medido en agua (Jaramillo, 2002), los suelos se
agrupan en:
- Suelos cidos: pH < 6.5. Los suelos cidos predominan en
Colombia. - Suelos neutros: 6.5 < pH < 7.3 - Suelos bsicos:
pH > 7.3
El pH puede ser determinado tambin en KCl y la diferencia entre
este y el pH en H2O (pH=pHKCl-pHH2O), es utilizado como un parmetro
de evaluacin del perfil de meteorizacin (Camapum, 2004), donde:
- pH>0 Indica predominancia de oxi-hidrxidos de hierro y
aluminio en el suelo
- pH
-
51
adsorben iones de la fase acuosa liberando al mismo tiempo otros
iones en cantidades equivalentes, establecindose un equilibrio
entre ambas fases.
Las causas que originan el intercambio inico son los
desequilibrios elctricos de las partculas del suelo. Para
neutralizar las cargas se adsorben iones, que se pegan a la
superficie de las partculas. Quedan dbilmente retenidos sobre las
partculas del suelo y se pueden intercambiar con la solucin del
suelo. Cuanto ms superficie tenga el material y ms desequilibrada
se encuentre, ms iones se fijaran. Segn se intercambien cationes o
aniones se habla de capacidad de intercambio catinico (es el ms
importante) o aninico, respectivamente.
La capacidad de intercambio catinico (CIC) se expresa en
miliequivalentes por 100 g de suelo, y es una medida de la cantidad
de cationes fcilmente intercambiables que neutralizan la carga
negativa existente en el suelo.
La carga negativa de los constituyentes minerales del suelo
deriva principalmente, de:
- Sustitucin isomrfica dentro de la estructura laminar de los
filosilicatos, - Disociacin de grupos funcionales cidos en las
aristas y superficies
externas de arcillas y en compuestos orgnicos,
La carga negativa originada por la sustitucin isomrfica es
permanente e independiente del pH, nivel de electrolitos o
composicin de la solucin externa. La carga negativa derivada de la
disociacin de grupos funcionales vara en magnitud de acuerdo al pH,
no es por lo tanto una carga permanente sino variable.
Los factores que hacen que un suelo tenga una determinada
capacidad de cambio de cationes son varios, entre ellos:
- Tamao de las partculas. Cuanto ms pequea sea la partcula, ms
grande ser la capacidad de cambio.
- Naturaleza de las partculas. La composicin y estructura de las
partculas influir en las posibilidades de cambio de sus
cationes.
En la tabla 1 se puede observar los valores tpicos en
miliequivalentes por 100 g de suelo de los minerales de arcilla
(CIC).
-
52
4.6.5 Caracterizacin mineralgica - Difraccin de rayos-X
El mtodo de determinacin de la mineraloga del suelo por
difraccin de rayos X, es un mtodo comnmente utilizado para la
identificacin de los minerales del suelo de grano fino, como las
arcillas, que no pueden verse usando equipos pticos, adems permite
dilucidar estructuras cristalinas del suelo estudiado en caso de
poseerlas; permiten determinar los espaciamientos entre los planos
atmicos de los minerales y los ngulos a los cuales se dan las
difracciones de los rayos-X, parmetros que son conocidos para
muchos materiales cristalinos, lo que permite su identificacin por
comparacin. (Valencia, 2005)
La difraccin de rayos-X ocurre cuando una onda encuentra una
serie de obstculos espaciados regularmente, tal que son (1) capaces
de dispersar la onda, y (2) que los espacios son comparables en
magnitud a la longitud de onda. Por otro lado, la difraccin es
consecuencia de las relaciones especficas de las fases que se
establecen entre dos o ms ondas que han sido dispersadas por
obstculos.
Considerando las ondas 1 y 2 de la Figura 12, las cuales tienen
la misma longitud de onda () y estn sobre el mismo plano O-O`, y
suponiendo que ambas ondas son dispersadas de tal manera que siguen
diferentes trayectorias. La relacin de fase entre las ondas
dispersadas, dependen de la diferencia del patrn de longitud del
camino recorrido. Una posibilidad es que esta diferencia de
longitud del camino recorrido sea un nmero integral de longitudes
de onda. Como se nota en la Figura 12 (a), estas ondas dispersadas
(ahora denotadas 1`y 2`) estn en fase. Se dice que se refuerzan
mutuamente (interferencia constructiva) y, cuando las amplitudes
son aadidas, la onda resultante se intensifica como se muestra en
la parte derecha de la Figura 12. Esta es una manifestacin de
difraccin, y la referimos como un rayo difractado compuesto de un
gran nmero de ondas dispersadas, que se refuerzan unas con otras.
(Barceinas, 2004)
Otras relaciones de fase son posibles entre las ondas
dispersadas que no resultan en un reforzamiento mutuo. La otra
situacin extrema se demuestra en la Figura 12 (b), donde la
diferencia de las longitudes de los caminos recorridos despus de la
dispersin es un nmero integral de la mitad de la longitud de onda.
Las ondas dispersadas estn fuera de fase esto es, se cancelan las
amplitudes correspondientes o se anulan una a la otra, interfieren
destructivamente (p.ej. la onda resultante tiene una amplitud
cero), como se indica en el lado derecho de la Figura. Es claro que
una relacin de fase intermedias entre estos dos casos extremos es
posible, dando como resultado un reforzamiento parcial
-
53
Figura 12. Longitudes de ondas en difraccion de rayos X
(Barceinas, 2004)
(a) Demostracin de cmo dos ondas (1 y 2) que tienen la misma
longitud de onda y que estn en fase despus del evento de dispersin
(1`y 2`) interfieren constructivamente una con la otra. (b)
Demostracin de cmo dos ondas ( 3 y 4) que tienen la misma longitud
de onda y que llegan a estar fuera de fase despus del evento de
dispersin (3`y 4`), interfieren destructivamente una con la
otra.
La Ley que rige el comportamiento de estas ondas es la ley de
Bragg, en la cual los rayos-X son un tipo de radiacin
electromagntica que tiene una alta energa y longitudes de onda muy
cortas, las longitudes de onda son del orden de espacios atmicos de
los slidos. Cuando un haz de rayos-X incide sobre un material
slido, una porcin de este rayo se dispersar en todas las
direcciones por los electrones asociados a cada tomo o in que est
dentro del camino del haz. Consideremos ahora las condiciones
necesarias para la difraccin de rayos-X por un arreglo peridico de
tomos. Si se tienen dos planos de tomos A-Ay B-B , como se muestra
en la Figura 13, que poseen los mismos ndices de Miller h,k y l, y
estn separados por la distancia interplanar dhkl . Asumiendo que un
haz de rayos-X de longitud de onda , paralelo, monocromtico y
coherente (en fase) incide en estos dos planos con un ngulo , dos
rayos de este haz (1 y 2), son dispersados por los tomos P y Q.
Ocurrir una interferencia constructiva entre los rayos dispersados
(1y 2) a un ngulo de
-
54
los planos, si la diferencia de la longitud del camino recorrido
entre 1-P-1y 2-Q-2 (p.ej., SQ +QT ) es igual a un nmero n, de
longitudes de onda. (Barceinas, 2004) Esta es la condicin de
difraccin:
n = S)Q+ , Q+T+
Figura 13. Condiciones geomtricas para difraccin de rayos-X de
acuerdo con la ley de Bragg (Barceinas, 2004)
W. L. Bragg visualiz la difraccin de rayos-X en trmino de
reflexiones provenientes de los planos de un cristal, dando como
resultado la simple relacin (conocida como la Ley de Bragg):
n = 2dhkl sin
Para que una familia de planos cristalogrficos difracte, la
diferencia del camino recorrido por ondas dispersadas sea un
mltiplo entero de la longitud de onda:
(SQ +Q+T) = nl = (dhkl sin + dhkl sin) = 2dhkl sin
Cuando esta condicin no se cumple, se obtiene interferencia
destructiva. La difraccin de rayos-X de cristales cbicos est
condicionada de la siguiente manera:
a) cbica P.- todos los planos difractan
b) cbica F.- los ndices hkl son todos pares o impares
-
55
c) cbica I.- la suma de los ndices hkl sea un nmero par
F = /f123245675895:;;
Los rayos-X inciden sobre el cristal y penetran a una
profundidad de varios millones de capas atmicas que al ser
difractados pueden estar en fase o fuera de fase, en el primer
caso, las ondas se refuerzan y son registradas como picos. Las que
estn fuera de fase, provocan interferencia y se anulan, allanando
el perfil (Mendes, 2004).
Foto 1. Equipo para difraccin de rayos X.
4.6.6 Caracterizacin estructural - Microscopio electrnico de
barrido (MEB) La distancia focal (alrededor de 2 nm) y su gran
profundidad de campo, que permite una visualizacin tridimensional,
hace especialmente valioso el MEB para el estudio de la
microestructura, composicin qumica del suelo y confirmacin de la
presencia de minerales especficos a partir de sus morfologas
caractersticas. (Valencia, 2005)
El Microscopio Electrnico de Barrido contiene componentes
similares a los del microscopio ptico, un sistema de iluminacin, un
juego de lentes y un sistema de proyeccin de imgenes (Mesa y
Solano, 2004). Un rayo de electrones se acelera a travs de un campo
electrnico, adquiriendo energa cintica, incidiendo sobre la muestra
y provocando una disipacin de una serie de seales que generan la
imagen.
-
56
4.7. Estabilidad de taludes en vas terrestres
De acuerdo con Matilde Gonzlez Caballero (2001) en el estudio
tenso-deformacional del terreno, y cuando esto involucra una gran
masa o volumen de suelo con una cierta configuracin (escalonada o
inclinada), se entra en el campo del anlisis de la estabilidad de
taludes y de laderas naturales.
Se acostumbra a emplear el trmino ladera para el perfil que
sigue un suelo en contacto con la superficie libre o atmsfera, y
ese perfil no es horizontal. A veces se omite el calificativo de
natural porque se da por sobreentendido.
En cambio, se suele aplicar el trmino talud al perfil conseguido
tras una excavacin (talud en desmonte) o terraplenado (talud en
terrapln) no necesariamente vertical, sino con cierto ngulo con la
horizontal ( 90), llamado ngulo de talud. (Ver Figura 14)
Figura 14. Partes del talud en una va (Caballero, 2001)
En ambos casos hay una falta de soporte lateral debida al suelo,
ahora inexistente. Al desaparecer las tensiones horizontales que lo
mantenan en equilibrio, la nueva configuracin comporta otras
relaciones de tensiones y deformaciones que buscarn un nuevo
equilibrio, con la consiguiente induccin de desplazamientos que
tienden a movilizar la resistencia al esfuerzo tangencial (o
cortante) del suelo; hasta llegar a un nuevo estado de equilibrio.
(Caballero, 2001)
Si la resistencia movilizada es menor que la total disponible,
el talud se mantendr estable, con un factor de seguridad (F.S.)
mayor que la unidad. Se ha dado por estable el talud con un factor
de seguridad mayor a 1.1, pero se est viendo la necesidad de
aumentar, por seguridad, ese valor a 1.2 ms. As se puede
expresar:
-
57
. . = @AABCCEBFAGH@AABCCEBIJKF L 1.20
Anlisis para la estabilidad y el diseo
De acuerdo con Caballero (2001), los estudios de los principales
casos estn basados en frmulas de estabilidad y mtodos rpidos de
clculo, en funcin de la geometra y de las condiciones geotcnicas
del suelo.
El estudio de la estabilidad se suele centrar en la determinacin
de los siguientes valores: (Ver Figura 15)
- la altura: H (distancia vertical entre explanadas superior e
inferior del talud);
- la pendiente: (ngulo que forma la cara del frente del talud
con el plano horizontal);
- el factor de seguridad, F.S., (se suele fijar un valor
>1.2, como seguridad frente al deslizamiento de esa ladera o
talud).
. . = P.QRSTSURVURSP.WXYZ[\XQ[S L 1.20
Figura 15. Variables para estudio y anlisis de taludes
(Caballero, 2001)
4.7.1 Seleccin del Factor de Seguridad De acuerdo con Jaime
Suarez (1998), generalmente el factor de seguridad es un criterio
de la estabilidad deseada y es un resultado del buen juicio del
ingeniero que debe tomar una decisin. Para cierto tipo de obras los
cdigos pueden especificar un valor mnimo exigido para el factor de
seguridad.
-
58
Por ejemplo para estructuras de contencin la AASHTO (2001) exige
los siguientes factores de seguridad de estabilidad de taludes:
FS 1.3 para cargas estticas.
FS 1.1 para carga ssmica con Kh de 0.5 A.
A continuacin se presenta una Tabla que puede servir como base
general para la toma de decisiones sobre factores de seguridad.
Tabla 8. Factores de seguridad para taludes de corte (Suarez,
1998)
Caso Factor de Seguridad para cargas estticas
Si puede ocurrir la prdida de vidas humanas al fallar el talud
1.7 Si la falla puede producir la prdida de ms del 30% de la
inversin de la obra especfica o prdidas consideradas
importantes.
1.5
Si se pueden producir prdidas econmicas no muy importantes. 1.3
Si la falla del talud no causa daos. 1.2
Generalmente al aumentar el factor de seguridad tambin aumentan
los costos requeridos de construccin del talud. En ocasiones la
construccin de taludes estables podra resultar no solo costoso sino
imprctico, y se debe tomar la alternativa de correr los riesgos
inherentes a la construccin de un talud inestable.
4.7.2 Mtodos de anlisis para estabilidad de taludes Existen en
el medio diferentes mtodos de anlisis para determinar la
estabilidad de taludes. Los ms comunes son:
- Mtodo del crculo de rotura - Mtodo de dovelas (Ver Figura 16)
- Mtodos aproximados:
Mtodo ordinario o de Fellenius Mtodo simplificado de Bishop
Mtodo simplificado de Janbu Mtodos Precisos: Mtodo de Morgenstern -
Price Mtodo de Spencer Mtodo de Sarma
- Soluciones basadas en bacos
-
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Figura 16. Diagrama de superficie de anlisis por el mtodo de
dovelas (Gavilanes, 2002)
Para este trabajo slo se tendr en cuenta los mtodos de Bishop
Simplificado y de Janbu Simplificado, que son con los cuales
trabaja el programa Slide, que ser el usado para el anlisis de
estabilidad de los sitios estudiados.
4.7.2.1 Mtodo simplificado de Bishop De acuerdo con Gavilanes
(2002), se tiene que este mtodo presenta las siguientes
caractersticas:
- Se aplica slo a superficies de roturas circulares - Es un
mtodo similar al de Fellenius, excepto que considera equilibrio
de
fuerzas en la direccin vertical. - La solucin es indeterminada,
por lo que requiere un proceso iterativo. - Los resultados
obtenidos del Factor de Seguridad, tienden a ser ms
altos que en el mtodo de Fellenius. - Proporciona resultados
similares a los mtodos precisos.
En la Figura 17 se puede apreciar el anlisis que se realiza por
medio del mtodo simplificado de Bishop.
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Figura 17. Obtencin del Factor de seguridad por el mtodo
simplificado de Bishop
Las variables de la Figura 17 y 18 se definen como:
c: Cohesin en trminos de tensiones efectivas; [kN/m2]
: ngulo de friccin interna; []
: peso especfico del terreno; [kN/m3]
W: peso especfico del agua; [9,8 kN/m3]
h: altura de la dovela en la parte media; [m]
hW: altura del nivel del agua; [m]
: ngulo positivo o negativo de la base de la dovela con respecto
a la horizontal; []
b: ancho de la dovela; [m]
L: Longitud de la base de la dovela; [m]