Mecânica dos Solos - DEFINIÇÃO E OBJETIVOS DA MECÂNICA DOS SOLOS

AULA 1

1. INTRODUÇÃO AO CURSO

1.1 DEFINIÇÃO E OBJETIVOS DA MECÂNICA DOS SOLOS

DEFINIÇÃO
A mecânica dos solos estuda as características físicas dos solos e as suas propriedades mecânicas (equilíbrio e deformação) quando submetido a acréscimos ou alívio de tensões.

OBJETIVOS
Substituir por métodos científicos os métodos empíricos aplicados no passado.

1.2 PROBLEMA DA MECÂNICA DOS SOLOS

A própria natureza do solo.

1.3 SOLO SOB O PONTO DE VISTA DA ENGENHARIA

Solo é a denominação que se dá a todo material de construção ou mineração da crosta terrestre escavável por meio de pá, picareta, escavadeira, etc, sem necessidade de explosivos.

1.3.1 EMPREGO DO SOLO NA ENGENHARIA CIVIL

• Solo como material de construção: Aterros, Barragens de Terra, Base e Sub-base de Pavimentos, etc.

• Solo como suporte de fundação: Valas, Sapatas, Blocos, Estacas, Tubulões, Subleito, etc.

1.4 ORIGEM E EVOLUÇÃO DA MECÂNICA DOS SOLOS

Os primeiros trabalhos sobre o comportamento dos solos datam do século XVII. COULOMB, 1773, RANKINE, 1856 e DARCY 1856 publicaram importantes trabalho sobre o comportamento dos solos. O acúmulo de insucessos em obras de Engenharia observados no início do século XX como:

- O escorregamento de solo durante a construção do canal do Panamá, 1913;
- Rompimento de grandes Barragens de Terra e Recalque em Grandes edifícios, 1913;
- Escorregamento de Muro de Cais na Suécia, 1914. O Levou em 1922 a publicação pelos suecos de uma nova teoria para o cálculo e Estabilidade de taludes;
- Deslocamento do Muro de cais e escorregamento de solo na construção do canal de Kiev na Alemanha,1915.

Em 1925 o professor Karl Terzaghi publicou seu primeiro livro de Mecânica dos solos, baseado em estudos realizados em vários países, depois do início dos grandes acidentes.

A mecânica dos solos nasceu em 1925 e foi batizada em 1936 durante a realização do primeiro Congresso Internacional de Mecânica dos Solos.

Em meados de 1938 foi instalado o primeiro Laboratório de Mecânica dos solos em São Paulo. Em novembro de 1938 foi instalado o Laboratório de Solos e Concreto da Inspetoria Nacional de Obras Contra a Seca em Curemas Paraíba.


2. ORIGEM E FORMAÇÃO DOS SOLOS


Os solos são formados pela deterioração das rochas através do intemperismo.

2.1 ROCHA
Agregado de um ou mais minerais, que é impossível de escavar manualmente, que necessite de explosivo para o seu desmonte.

2.2 INTEMPERISMO
É o conjunto de processos físicos, químicos e biológicos que ocasionam a desintegração e decomposição das rochas e dos minerais, formando os solos.

2.2.1 INTEMPERISMO FÍSICO
Ou mecânico é o processo de decomposição da rocha sem alteração química dos seus componentes. Os principais agentes são:
- Variação de temperatura;
- Repuxo coloidal;
- Congelamento da água;
- Alívio de pressões;

2.2.2 INTEMPERISMO QUÍMICO
É o processo de decomposição da rocha onde os vários processos químicos alteram solubilizam e depositam os minerais das rochas transformando-a em solo, ou seja, ocorre a alteração química dos seus componentes. Neste caso há modificação na constituição mineralógica da rocha, originando solos com características próprias. Este tipo é mais freqüente em climas quentes e úmidos e, portanto muito comum no Brasil.
Os tipos mais comuns são: Hidrólise; Hidratação; Oxidação e Carbonatação.

HIDRÓLISE
É o mais importante, pois leva a destruição dos silicatos.

HIDRATAÇÃO
Penetração da água nos minerais, através de fissuras. A hidratação ocasiona nos Granitos e Gnaisses a transformação de feldspato em argila.

CARBONATAÇÃO
O carbonato de cálcio em contato com a água carregada de ácido carbônico se transforma em bicarbonato de cálcio.

OXIDAÇÃO
Mudança que sofre um mineral em decorrência da penetração de oxigênio na rocha.

2.2.3 INTEMPERISMO BIOLÓGICO
Ë processo no qual a decomposição da rocha se dá graças a esforços mecânicos produzidos por vegetais através de raízes, escavação de roedores, etc.

2.2.4 INFLUÊNCIA DO INTEMPERISMO NO TIPO DE SOLO
Os vários tipos de intemperismo e a intensidade com que atuam no processo de formação dos solos, dão origem a diferentes tipos de solo.

2.3 CLASSIFICAÇÃO DOS SOLOS QUANTO A ORIGEM E FORMAÇÃO
Os solos classificam-se quanto a origem em solos residuais e sedimentares.

2.3.1 SOLOS RESIDUAIS
Solos residuais são os solos que permanecem no local de decomposição rocha que lhes deu origem. Para a sua ocorrência é necessário que a velocidade de remoção do solo seja menor que a velocidade de decomposição da rocha.

A rocha que mantém as características originais, ou seja, a rocha sã é a que ocorre em profundidade. Quanto mais próximo da superfície do terreno, maior é o efeito do intemperismo. Sobre a rocha sã encontra-se a rocha alterada, em geral muito fraturada e permitindo grande fluxo de água através das descontinuidades. A rocha alterada é sobreposta pelo solo residual jovem, ou saprólito, que é um material arenoso. O material mais intemperizado ocorre acima do saprólito e é denominado solo residual maduro, que contém maior percentagem de argila.

2.3.2 SOLOS SEDIMENTARES
Os solos sedimentares ou transportados são aqueles que foram levados de seu local de origem por algum agente de transporte e lá depositados. As características dos solos sedimentares do agente de transporte.
Os agentes de transporte são:
- Vento (solos eólicos);
- Água (solos aluvionares);
- Água dos Oceanos e Mares (Solos Marinhos)
- Água dos Rios (Solos Fluviais)
- Água das Chuvas (Solos Pluviais)
- Geleiras (Solos Graciais);
- Gravidade (Solos Coluvionares)

2.3.2.1 SOLOS EÓLICOS
Transporte pelo vento. Devido ao atrito os grãos dos solos transportados possuem forma arredondada. A ação do vento se restringe ao caso das areias e dos siltes. São exemplos de solos eólicos as DUNAS e os solos LOÉSSICOS.
Dunas – Barreira.
Loéssicos – Vegetais.

2.3.2.2 SOLOS ALUVIONARES
O agente de transporte é a água, os solos sedimentares. A sus textura depende da velocidade de transporte da água. podem ser classificados como de origem PLUVIAL, FLUVIAL ou DELTAICO.

CARACTERÍSTICAS:
- Grãos de diversos tamanhos;
- Mais grossos que os eólicos;
- Sem coesão.

2.3.2.3 SOLOS GLACIAIS
Formados pelas geleiras. São formados de maneira análoga aos fluviais.

2.3.2.4 SOLOS COLUVIONARES
Formados pela ação da gravidade. Grande variedade de tamanhos. Dentre os solos podemos destacar o TALUS, que é solo formado pelo deslizamento de solo do topo das encostas.

2.3.2.5 SOLOS ORGÂNICOS
Impregnação do solo por sedimentos orgânicos preexistentes, em geral misturados de restos de animais e vegetais. Cor escura e cheiro forte.
As TURFAS são solos que encorporam florestas soterradas em estado avençado de decomposição. Não se aplicam as teorias da mecânica dos solos.

2.3.2.6 SOLOS TROPICAIS VERMELHOS
Ou LATERÍTICOS são os solos de evolução pedogênica (sofrem no seu local de formação ou deposição uma série de transformações físico-químicas. Formados por uma alternância de saturação e secagem do solo original, aumentando a concentração de óxido de ferro e alumina na parte superior.

3. TEXTURA E ESTRUTURA DOS SOLOS

3.1 TAMANHO E FORMA DAS PARTÍCULAS

A TEXTURA de um solo, é o tamanho relativo e a distribuição das partículas sólidas que formam. O estudo da textura dos solos é realizado por intermédio do ensaio de granulometria. Pela sua textura os solos podem ser classificados em solos grossos e solos finos.

3.1.1 SOLOS GROSSOS
Solos com   0,074mm e suas partículas tem forma arredondada poliédrica, e angulosa.
Os solos grossos são os PEDREGULHOS e as AREIAS.

3.1.2 SOLOS FINOS
Os solos finos são os SILTES e as ARGILAS. Solo com   0,074mm. Os solos finos são os siltes e as argilas.

A fração granulométrica classificada como ARGILA possui diâmetro inferior a 0,002mm e se caracteriza pela sua plasticidade marcante elevada resistência quando seca.

Segundo a ABNT (Associação Brasileira de Normas Técnicas) os limites das frações de solo pelo tamanho são os da tabela 1:

TABELA 1
FRAÇÃO LIMITES (ABNT)

Tabela 01- Classificação dos solos segundo a ABNT.

3.2 COMPORTAMENTO DOS SOLOS
O comportamento dos solos finos é definido pelas forças de atração moleculares e elétricas e pela presença de água.
O comportamento dos solos grossos são governados pelas forças gravitacionais. Os SILTES apesar de serem classificados como finos, o seu comportamento é governado pelas forças gravitacionais (mesmas dos solos grossos).

3.3 COMPOSIÇÃO QUIMICA E MINERALÓGICA DOS SOLOS
Os solos são formados por agregados de um ou mais minerais.

3.3.1 MINERAL
Substância inorgânica e natural, com composição química e estrutura definida. Os minerais encontrados nos solos podem ser primários ou secundários. Os PRIMÁRIOS, são os mesmos da rocha de origem, e os SECUNDÁRIOS são formados quando ocorre a decomposição química.
3.3.2 MINERAIS CONSTITUINTES DOS SOLOS GROSSOS E SILTES
Os solos grossos são constituídos basicamente de SILICATOS apresentam também na sua composição ÓXIDOS, CARBONATOS E SULFATOS.

3.3.2.1 SILICATO
Silicato é um composto salino resultante do óxido silício, são abundantes na natureza e formam os FELDSPATOS, MICAS e QUARTZO e SERPENTINA.

FELDSPATO: São silicatos duplos de AL e de metal alcalino ou alcalino terroso “k”, “Na” ou Ca, sofrem decomposição acentuada pela ação da água carregada de CO2 , produzindo argila branca (CAULIM).

MICA: Ortossilicatos de Al, Mg, K, Na ou Li e raramente Mn e Cr apresenta-se em forma de lâminas flexíveis, e de fácil clivagem. tem-se a muscovita (mica branca e a biotita (mica preta)

QUARTZO: é o mais importante do grupo dos silicatos. Sua composição é SIO2. São identificados macroscopicamente e é o mineral mais abundante na crosta terrestre.(SiO2) sílica cristalina pura, clorita e o talco.

3.3.2.2 ÓXIDOS
Composto de metalóide e oxigênio, não se une com a água. Hematita (Fe2O3), Magnetita (Fe2O4) e Limonita (Fe2O3. H2O).

3.3.2.3 CARBONATOS
Calcita (CaCO3), Dolomita [(CO3)2CaMg]. A calcita é o segundo mineral mais abundante na crosta terrestre ().

3.3.2.4 SULFATOS
(CaSO4.2H2O) e Anidrita (CaSO4)

3.3.3 MINERAIS CONSTITUINTES DOS SOLOS ARGILOSOS
As argilas são constituídas basicamente por silicatos de alumínio hidratados, podendo apresentar silicatos de magnésio, ferro ou outros metais. Os minerais que formam as frações finas pertencem a três grupos: CAULINITA, ILITA e MONTMORILONITA.
3.3.3.1 CAULINITA

São formadas por unidades estruturais de silício e alumínio, que se unem alternadamente, conferindo-lhes uma estrutura rígida. São relativamente estáveis em presença de água.

3.3.3.2 ILITAS
São estruturalmente semelhantes as Montmorilonitas. As substituições isomórficas (não alteram o arranjo dos átomos) que ocorrem tornam ela menos expansiva.

3.3.3.3 MONTMORILONITAS
Unidades estruturais de alumínio entre duas unidades de silício, e entre as unidades existem n moléculas de água. São instáveis em presença de água. Ex: BENTONITA.

A presença de um determinado mineral de argila pode ser determinado por análise TERMODIFERENCIAL, RAIO X, MICROSCOPIA ELETRÔNICA DE VARREDURA e ETC.

3.3.4 SUPERFÍCIE ESPECIFICA
É a superfície total de um conjunto de partículas dividida pelo seu peso. Quanto mais fino for o solo maior será a sua superfície especifica, o que constituí uma das razões das diferenças entre as propriedades físicas solos finos e dos solos grossos.

A superfície especifica dos argilominerais é:
CAULINITA S = 10m2/s de solo
ILITA S = 80m2/g de solo
MONTMORILONITA S = 800m2/g de solo

4. FASE SÓLIDO ÁGUA E AR
O solo é constituído de uma fase fluida (água e ou ar) e de uma fase sólida. A fase sólida ocupa os vazios deixados pelas partículas sólidas.


4.1 FASE SÓLIDA
Caracterizada pelo seu tamanho, forma, distribuição e composição mineralógica dos grãos.

4.2 FASE GASOSA
Ar, vapor d’água e carbono combinado. É bem mais compressível que as fases liquida e sólida.

4.3 FASE LIQUIDA
Preenche os vazios dos solos. Pode estar em equilíbrio hidrostático ou fluir sob a ação da gravidade ou de outra forma.

4.3.1 ÁGUA CAPILAR
Se eleva pelos interstícios capilares formados pelas partículas sólidas, devido a
ação das tensões superficiais oriundas a partir da superfície líquida da água.

4.3.2 ÁGUA ADSORVIDA (ADESIDA)
É uma película de água que adere às partícula de solos muito finos devido a ação de forças elétricas desbalanceadas na superfície dos argilo-minerais.

4.4 ÁGUA DE CONSTITUIÇÃO
Faz parte da estrutura molecular da parte sólida.

4.5 ÁGUA HIGROSCÓPICA
A água que ainda se encontra no solo seco ao ar livre.

“As água livre, Higroscópica e Capilar podem ser totalmente eliminadas a temperatura práticas de 1000C”.

EXERCÍCIO

1. Calcule a superfície da partícula de areia fina, expressando-se em m2/g. Admita que a massa específica da partícula seja 2,65g/cm3.
Areia Fina: Cubos com 0,1 mm de aresta.

Por
UNIVERSIDADE FEDERAL DA PARAÍBA CENTRO DE TECNOLOGIA DEPARTAMENTO DE TECNOLOGIA DA CONSTRUÇÃO CIVIL DISCIPLINA: MECÂNICA DOS SOLOS I PROFESSORA : AGDA C.T.GUIMARÃES

Ensaio do Fransco de Areia

FRASCO DE AREIA

No controle da compactação no campo, é regra geral tomar-se um ensaio de laboratório como referência e verificar o que é obtido no campo, com equipamento, comparando estes resultados com os de laboratório, dentro de certas especificações.

a) Controla-se a execução do serviço; controlando o equipamento, o numero de passadas no rolo, a espessura da camada, o teor de umidade e outras condições que se julguem necessárias a uma boa execução do serviço.
b) Controla-se certos parâmetros do solo após compactado, como grau de compactação, índice de compacidade, percentagem de vazios, etc. o ideal no entanto, é que seja feita uma combinação dos dois tipos de controle citados.

As condições de rolamento de uma estrada, durante sua vida de serviço, guarda um estreita relação com a uniformidade de compactação.

Para o corpo dos aterros o grau mínimo de compactação é de 95% e para a camada final é de 100% em relação ao proctor normal, com uma tolerância de - 3% no teor de umidade, comparando com a umidade ótima, deverá ser feita uma determinação da massa específica de campo para cada 1000m3 de solo compactado. Já para a camada final do aterro para cada 200m3 de solo compactado será feita uma determinação da massa específica de campo.
Para o reforço do subleito o grau mínimo de compactação é de 100% em relação ao proctor intermediário e a tolerância de variação da umidade é  2%, e deve ser feita um determinação da massa específica para cada 100m de extensão de camada compactada. Já para as camadas de sub-base e base o grau mínimo de compactação e de 100% da energia especificada e a variação de umidade é de  2%, sendo que a cada 50m de extensão é feita a determinação da massa específica de campo. Para a pavimentação de vias urbanas o grau mínimo de compactação é de 95% com uma tolerância na variação da umidade de  3% e a cada 100m de extensão de camada compactada é determinada a massa específica de campo.

2. OBJETIVO
Determinar a massa específica aparente seca de campo usando método do frasco de areia.

3. APARELHAGEM
3.1 Frasco de plástico com 5.0 litros de capacidade, dotado de gargalo rosqueado e funil provido de registro.
3.2 Bandeja quadrada com 30 cm de lado e bordos de 2.5 cm de altura, com orifício circular no centro, dotado de rebaixo para o apoio do funil.
3.3 Balança com capacidade 10 kg, sensível a 1.0g.
3.4 Talhadeira de aço com 30 cm de comprimento.
3.5 Marreta de 1,0 kg.
3.6 Recipiente que permite guardar amostra sem perda de umidade
3.7 Aparelho Speedy completo com ampola de carbureto de cálcio pulverizado.
3.8 Peneiras Nº 20 (0,8 mm) e Nº 30 (0,6 mm)
3.9 Escova metálica.
3.10 Cilindro de volume conhecido
3.11 Régua graduada e cápsula de alumínio.

4. TAREFAS DE LABORATÓRIO
4.1 Peneirar a areia lavada, na peneira Nº 20 e na peneira Nº 30, o que fica retido na peneira Nº. 30 é utilizado no ensaio.
4.2 Coloca-se a areia preparada no ítem 4.1 no frasco até o conjunto pesar 6000g = P1
4.3 Istala-se o conjunto frasco com areia + funil sobre a bandeja citada no item 3.2 e esta sobre um superfície plana, abre-se o registro, deixando a areia escoar livremente até cessar o seu movimento no interior do frasco, fecha-se o registro e recolhe-se a areia derramada e pesa-se, obtendo-se assim o peso da areia correspondente ao volume do funil e do rebaixo da bandeja, P2.
4.4 Coloca-se o frasco com areia + funil sobre um cilindro de volume conhecido, abre-se o registro, deixando a areia escoar livremente até completar o volume do cilindro, recolhe-se a areia que encheu o cilindro e determina-se seu peso, dividindo o peso da areia que completou o cilindro pelo volume do cilindro, obtém-se a massa específica aparente da areia. (areia)

5. TAREFAS DE CAMPO
5.1 Limpa-se a superfície da camada onde será feita a determinação da massa específica, tornando-a plana e horizontal.
5.2 Coloca-se a bandeja nesta superfície e faz-se uma cavidade (furo) cilindrica no solo com diâmetro igual ao furo da bandeja e profundidade de cerca de 15cm.
5.3 Recolhe-se o solo tirado da cavidade, pesando-o (PW)
5.4 Toma-se uma amostra de solo determina-se o teor de umidade (W), pelo método do Speedy ou outro método rápido.
5.5 Pesa-se o conjunto frasco com areia + funil (peso antes=P1)
5.6 Coloca-se o frasco apoiado na bandeja sobre a cavidade e abre-se o registro, deixando a areia escoar até completar o volume do furo e do funil + rebaixo, pesa-se o conjunto frasco com o resto da areia + funil (peso depois = P3).

6. CÁLCULOS
6.1 Peso da areia que enche a cavidade no solo + funil + rebaixo P4= P1 – P3
6.2 Peso da areia que enche a cavidade no solo P5 = P4 – P2.
6.3 Fator de Correção FC.
6.4 Peso do solo seco PS= PW x FC

6.5 Volume do Furo (Cavidade) VFuro
6.6 Massa específica aparente de campo Campo

6.7 Grau de Compactação GC

Mecânica dos Solos - Tensões no solo

TENSÕES NO SOLO

1 INTRODUÇÃO
O solo ao sofrer solicitações se deforma, modificando o seu volume e forma iniciais. A magnitude das deformações apresentadas pelo solo irá depender de suas propriedades elásticas e plásticas e do carregamento a ele imposto. O conhecimento das tensões atuantes em um maciço de terra, sejam elas devido ao peso próprio ou provenientes de um carregamento em superfície (alívio de cargas provocado por escavações) é de vital importância no entendimento do comportamento de praticamente todas as obras de Engenharia geotécnica. Nos solos ocorrem tensões devidas ao seu peso próprio e a carregamentos externos. As tensões induzidas por carregamentos externos serão tratados na disciplina MECÂNICA DOS SOLOS II.

2. CONCEITO DE TENSÕES NUM MEIO PARTICULADO
Para o estudo das tensões no solo aplica-se os conceitos da Mecânica dos SÓLIDOS DEFORMÁVEIS aos SOLOS, para tal deve-se partir do CONCEITO DE TENSÕES. Considera-se que o solo é constituído de um sistema de partículas e que FORCAS APLICADAS a eles são transmitas de partícula a partícula, como também são suportadas pela água dos vazios.
As FORÇAS APLICADAS são transmitidas de partícula a partícula de forma complexa e dependendo do tipo de mineral. No caso de PARTÍCULAS MAIORES, em que as três dimensões ortogonais são aproximadamente iguais, como são os grãos de silte e de areia a transmissão de forças se faz através do contado direto mineral a mineral. No caso de PARTÍCULAS DE MINERAL ARGILA sendo elas em numero muito grande, as forças em cada contato são muito pequenas e a transmissão pode ocorrer através da água quimicamente adsorvida. Em qualquer caso, entretanto, a transmissão se faz nos contatos e, portanto, em áreas muito reduzidas em relação a área total envolvida.

Um corte plano numa massa de solo interceptaria grãos e vazios e, só eventualmente alguns contatos. Considere-se, porém, que tenha sido possível colocar uma placa plana no interior do solo como se mostra esquematicamente na Figura 1.

Diversos grãos transmitirão forças à placa, forças estas que podem ser decompostas em forças normais e tangenciais à superfície da placa. Como é impossível desenvolver modelos matemáticos com base nestas inúmeras forças, a sua ação é substituída pelo conceito de Tensão em um ponto (desenvolvido pela mecânica do contínuo). “De acordo com a mecânica do contínuo o estado de tensão em qualquer plano passando por um ponto em um meio contínuo é totalmente especificado pelas tensões atuantes em três planos mutuamente ortogonais, passando no mesmo ponto. O estado de tensões é completamente representado pelo tensor de tensões naquele ponto. O tensor de tensões é composto de nove componentes, formando uma matriz simétrica.”

A TENSÃO NORMAL é a somatória das forças normais ao plano, dividida pela área total que abrange as partículas em que estes contatos ocorrem:

E a TENSÃO CISALHANTE é a somatória das forças tangenciais, dividida pela área.


O que se considerou para o contato entre o solo e a placa pode ser também assumido como válido para qualquer outro plano, como o plano P na figura 1.

3. TENSÖES DEVIDAS AO PESO PRÓPRIO DO SOLO

Nos solos, ocorrem tensões devidas ao peso próprio e às cargas aplicadas. Na análise do comportamento dos solos, as tensões devidas ao peso tem valores consideráveis, e não podem ser desconsideradas. Quando a superfície do terreno é horizontal, aceita-se intuitivamente, que a tensão atuante num plano horizontal a uma certa profundidade seja normal ao plano. De fato, estatisticamente, as componentes das forças tangenciais ocorrentes em cada contato tendem a se contrapor, anulando a resultante.
Num plano horizontal, acima do nível de água, como o plano A mostrado na figura 2, atua o peso de um prisma de terra definido por este plano. O peso do prisma dividido pela área, indica a tensão vertical:


Quando o solo é constituído de camadas aproximadamente horizontais, a tensão vertical resulta da somatória do efeito das diversas camadas. A figura 3 mostra um diagrama de tensões com a profundidade de uma seção de solo, por hipótese seco.


4. PRESSÃO NEUTRA
Tomamos, agora, o plano B, abaixo do lençol freático, situado na profundidade zw. A tensão total no plano B será a soma do efeito das camadas superiores. A água no interior dos vazios, abaixo do nível d’água, estará sob uma pressão que independe da porosidade do solo, depende apenas de sua profundidade em relação ao nível freático. No plano considerado, a pressão da água será dada por:
u = (zB – zw) w
ou
u = w z Coluna De Água

5. PRINCÍPIO DAS TENSÕES EFETIVAS
O princípio da tensões efetivas foi postulado por TERZAGHI, para o caso dos solos saturados, a tensão em um plano qualquer deve ser considerada como a soma de duas parcelas:
a) a tensão transmitida pelo contato entre as partículas, chamada de TENSÃO EFETIVA ( ) ou (’);
b) pela pressão da água, denominada PRESSÃO NEUTRA ou PORO -PRESSÃO.


PRINCÍPIO DAS TENSÕES EFETIVAS DIZ QUE:
“ A tensão efetiva, para solos saturados, pode ser expressa por:

sendo  a tensão total e,
Todos os efeitos mensuráveis resultantes de variações de tensões nos solos, como compressão, distorção e resistência ao cisalhamento são devidas a VARIAÇÕES DE TENSÕES EFETIVAS.

5.1 COROLÁRIOS DO PRINCÍPIO DAS TENSÕES EFETIVAS
1. O comportamento de dois solos com a mesma estrutura e mineralogia será o mesmo desde que submetido ao mesmo estado de tensões efetivas.

2. Se um solo for submetido a um carregamento ou descarregamento sem qualquer mudança de volume ou distorção, não haverá variação de tensões efetivas.

3. Um solo expandirá (e perderá resistência) ou comprimirá (ganhará resistência) se a poro pressão isoladamente aumentar ou diminuir.

6. USO DO PESO ESPECÍFICO SUBMERSO
Nos locais do solo abaixo do nível de água (NA) o cálculo das tensões efetivas poderia ser simplificado pelo uso do conceito de PESO ESPECÍFICO SUBMERSO. Neste caso a tensão total abaixo do NA será dada por V = sat .z.

IDENTIFICAÇÃO TÁTIL-VISUAL DOS SOLOS
Os solos são classificados em função das partículas que os constituem. Com muita freqüência, seja porque o projeto não justifica economicamente a realização de ensaios de laboratório, seja porque se está em fase preliminar de estudo, em que os ensaios de laboratório não são disponíveis, é necessário descrever um solo sem dispor de resultados de ensaios. O tipo de solo e o seu estado devem ser estimados. Isso é feito meio a uma identificação tátil-visual manuseando-se o solo e sentido sua reação ao manuseio.

Como nos sistemas de classificação, o primeiro aspecto a considerar é a provável quantidade de grossos (areia e pedregulho) existente no solo. Grãos de pedregulho são bem distintos, mas grãos de areia, podem encontrar-se envoltos por partículas mais finas. Neste caso, podem se encontrar envoltos por partículas mais finas.

Para que se possa sentir nos dedos a existência de grãos de areia, é necessário que o solo seja umedecido, de forma que os torrões de argila se desmanchem. Os grãos de areia podem ser sentidos pelo tato ou manuseio.

Se a amostra de solo estiver seco, a proporção de finos e grossos pode ser estimada esfregando-se uma pequena porção de solo sobre uma folha de papel. As partículas finas (siltes e argilas) se impregnam no papel ficando isoladas as partículas arenosas.

Definido se o solo é uma areia ou um solo fino, resta estimar se os finos apresentam características de siltes ou de argilas. Alguns procedimentos para esta estimativa são descritos a seguir:

RESISTÊNCIA A SECO – Umedecendo-se uma argila, moldando-se uma pequena pelota irregular ( dimensões da ordem se 2cmm) e deixando-a secar ao ar, esta pelota ficará muito dura e, quando quebrada, dividirá-se em pedaços bem distintos. Ao contrário, pelotas semelhantes de siltes são menos resistentes e se pulverizam quando quebradas.

SHAKING TEST – formando-se uma pasta úmida (saturada) de silte na palma da mão, quando se bate esta mão contra a outra, nota-se o surgimento de água na superfície. Apertando-se o torrão com os dedos polegar e o dedo indicador na outra mão, a água reflue para o interior da pasta (é semelhante à aparente secagem da areia da praia, no entrono do pé, quando nela se pisa no trecho bem saturado bem junto ao mar). No caso de argilas, o impacto das mãos não provoca o aparecimento de água.

DUCTILIDADE – Tentando moldar um solo com umidade em torno do limite de plasticidade nas próprias mãos, nota-se que as argilas apresentam-se mais resistentes quando nesta umidade que os siltes.

VELOCIDADE DE SECAGEM – A umidade que se sente de um solo é uma indicação relativa ao LL e LP do solo. Secar um solo na mão do LL ao LP, por exemplo, é tanto mais rápido quanto menor for o intervalo entre os dois limites, ou seja, o IP do solo.

Mecânica dos Solos - Permeabilidade dos Solos

A ÁGUA NO SOLO

1. INTRODUÇÃO
A água ocupa a maior parte dos vazios do solo. E quando é submetida a diferenças de potenciais, ela se desloca no seu interior. As leis que regem os fenômenos de fluxo de água em solos são aplicadas nas mais diversas situações da engenharia como:
a) No cálculo das vazões, na estimativa da quantidade de água que se infiltra numa escavação ou a perda de água do reservatório da barragem.
b) Na análise de recalques, porque, freqüentemente, recalque está relacionado com diminuição do índice de vazios, que ocorre pela expulsão de água destes vazios e;
c) Nos estudos de estabilidade geral da massa de solo, porque a tensão efetiva (que comanda a resistência do solo) depende da pressão neutra, que por sua vez, depende das tensões provocadas pela percolação da água.
d) Possibilidades da água de infiltração produzir erosão, e conseqüentemente, o araste de material sólido no interior do maciço “ piping”.
O estudo dos fenômenos de fluxo de água em solos é realizado apoiando-se em três conceitos básicos: Conservação da energia (Bernoulli), Permeabilidade dos solos (Lei de Darcy) e Conservação de massa.

2. CONSERVAÇÃO DA ENERGIA
O conceito de energia total de um fluido, formulado por Bernoulli é expresso em relação ao peso de um fluido de acordo com a equação abaixo:


Onde:
htotal - é a energia total do fluido;
z - é a cota do ponto considerado com relação a um dado referencial padrão;
u - é o valor da pressão neutra;
v - é a velocidade de fluxo da partícula de água;
g - é o valor da aceleração da gravidade terrestre.

Para a grande maioria do problemas envolvendo fluxo de água nos solos, a parcela da energia total da água no solo referente a energia cinética, termo , pode ser desprezada, desta forma:

2. LEI DE DARCY
Experimentalmente, Darcy, em 1850, verificou como os diversos fatores geométricos, indicados na Figura 1, influenciavam a vazão da água, expressando a equação de Darcy:

onde:
Q – vazão;
A - área do permeâmetro;
k - o coeficiente de permeabilidade;
h – carga dissipada na percolação;
L – distância na qual a carga é dissipada.

A relação L é chamada de gradiente hidráulico, expresso pela letra i.

Então:
Figura 1: Água percolando num permeâmetro

A vazão dividida pela área indica a velocidade com que a água sai da areia. Esta velocidade, v, é chamada de velocidade de percolação. A lei de Darcy é válida somente para os casos de fluxo laminar.


Então: v = ki


3. PERMEABILIDADE
Permeabilidade é a propriedade que os solos tem de permitir o escoamento de água através dos seus vazios. A sua avaliação é feita através do coeficiente de permeabilidade.


3.1. MÉTODOS PARA A DETERMINAÇÃO DA PERMEABILIDADE DOS SOLOS
O coeficiente de permeabilidade e pode ser determinado diretamente através de ensaios de campo e laboratório ou indiretamente, utilizando-se correlações empíricas. O mesmo pode ser obtido utilizando-se amostras deformadas ou indeformadas.

3.1.1 INDIRETAMENTE

a) Através da Curva Granulométrica
Utilizando a equação de Hazen para o caso de areias e pedregulho, com pouca ou nenhuma quantidade de finos.


Onde:
k é a permeabilidade expressa em cm/s
d10 é o diâmetro efetivo em cm
90  C  120, sendo C= 100, muito usado.
Para uso da equação recomenda-se que Cu seja menor que 5.

b) Através do Ensaio de Adensamento
Será apresentado posteriormente.

c) Através do uso de Permeâmetros
São os ensaios de laboratório mais utilizados.

D) Através de ensaios de campo
Os ensaios de campo podem ser realizados em furos de sondagens, em poços ou em cavas, sendo mais utilizados em sondagens. E pode ser feita pelo ensaio de infiltração e o de bombeamento.

3.1.2 DIRETAMENTE

a) Permeâmetro de Carga Constante
O permeâmetro de carga constante é utilizado toda vez que temos que medir a permeabilidade dos solos granulares (solos com razoável quantidade de areia e/ou pedregulho), os quais apresentam valores de permeabilidade elevados. O permeâmetro pode ser visto na Figura 2.
Este ensaio consta de dois reservatórios onde os níveis de água são mantidos constantes, como mostra a Figura 2. Mantida a carga h, durante um certo tempo, a água percolada é colhida e o seu volume é medido. Conhecidas a vazão e as dimensões do corpo de prova (comprimento L e a área da seção transversal A), calcula-se o valor da permeabilidade, k, através da equação:

Figura 2: Permeâmetro de Carga Constante

Onde:
q - é a quantidade de água medida na proveta (cm3);
L - é o comprimento da amostra medido no sentido do fluxo (cm);
A - área da seção transversal da amostra (cm2);
h - diferença do nível entre o reservatório superior e o inferior (cm);
t - é o tempo medido entre o inicio e o fim do ensaio (s);


b) Permeâmetro de Carga Variável
Quando o coeficiente de permeabilidade é muito baixo, a determinação pelo permeâmetro de carga constante é pouco precisa. Emprega-se, então, o de carga variável, como esquematizado na Figura 3.
No ensaio de permeabilidade a carga variável, medem-se os valores h obtidos para diversos valores de tempo decorrido desde o início do ensaio. São anotados os valores da temperatura quando da efetuação de cada medida. O coeficiente de permeabilidade do solos é então calculado fazendo-se uso da lei da Darcy: e levando-se em conta que a vazão de água passando pelo solo é igual a vazão da água que passa pela bureta, que pode ser expressa como: (conservação da energia).
Igualando-se as duas expressões de vazão tem-se: que integrada da condição inicial (h = hi, t = 0) à condição final (h = hf, t = tf): conduz a: , explicitando-se o valor de k: ou



Figura 3: Permeâmetro de Carga Variável

Onde:
a - área interna do tubo de carga (cm2)
A - seção transversal da amostra (cm2)
L - altura do corpo de prova (cm)
h0 - distância inicial do nível d`água para o reservatório inferior (cm)
h1 - distância para o tempo 1, do nível d`água para o reservatório inferior (cm)
t - intervalo de tempo para o nível d`água passar de h0 para h1 (cm)

c) Ensaio de Bombeamento
Por meio deste ensaio determina-se no campo, a permeabilidade de camadas de areia ou pedregulho, situados abaixo do nível da água. O esquema do ensaio pode ser visto na Figura 4.
O princípio do método consiste em esgotar-se a água até o estabelecimento de um escoamento uniforme, medir a descarga do poço e observar a variação do nível d’água em piezômetros colocados nas proximidades.

Figura 4: Ensaio de Bombeamento
O poço para bombeamento deve penetrar em toda a profundidade da camada ensaiada e com diâmetro suficiente para permitir a inserção de uma bomba com tipo e capacidade necessária ao bombeamento.
Nas proximidades e situados radialmente são instalados poços de observação do nível d’ água ou piezômetros. Recomenda-se a instalação de 4 (quatro) poços de observação e um mínimo de dois e levados até profundidades abaixo do nível mais baixo que a água deve atingir durante o ensaio.
Ao se manter constante o nível d’água no poço efetua-se as medidas das alturas de água em cada um dos piezômetros instalados. A permeabilidade é medida pela fórmula abaixo:


c) Bombeamento diretamente das Fundações
Por este processo, o esgotamento se faz recalcando, para fora da zona de trabalho, a água conduzida por meio de valetas e acumulada dentro de um poço executado abaixo da escavação.

POSSÍVEIS INCOVENIENTES
a) O carregamento das partículas mais finas do solo pela água, provocando recalque das fundações vizinhas;
b) O bombeamento em terreno permeável, á medida que a água vai sendo bombeada, o nível de dentro da escavação baixa mais rápido que o nível de fora, originando uma diferença de pressão de fora para dentro, provocando desmoronamento;
c) Se a pressão da água de fora para dentro for maior que o peso próprio do solo acontece o fenômeno da areia movediça.

4. FATORES QUE INFLUEM NO COEFICIENTE DE PERMEABILIDADE DO SOLO
Além de ser uma das propriedades do solo com maior faixa de variação de valores, o coeficiente de permeabilidade de um solo é função de diversos fatores, dentre os quais podemos citar a estrutura do solo, estratificação do terreno, o grau de saturação e o índice de vazios. E quando da realização de ensaios da temperatura do ensaio.

4.1 Temperatura do Ensaio
Quanto maior for a temperatura, menor a viscosidade da água e, portanto, mais facilmente ela escoa pelos vazios do solo com correspondente aumento do coeficiente de permeabilidade; k é inversamente proporcional à viscosidade da água. Por isso, os valores de k são referidos à temperatura de 200C, o que se faz pela seguinte relação:



Onde:

kT – o valor de k para a temperatura do ensaio;
20 - é a viscosidade da água a temperatura de 200C;
T - é a viscosidade a temperatura do ensaio;
CV – relação entre as viscosidades.

Segundo Helmholtz, a viscosidade da água em função da temperatura é dada pela fórmula empírica:



T é a temperatura do ensaio em graus centígrados.

4.2 Estado do solo
A equação de Taylor correlaciona o coeficiente de permeabilidade com o índice de vazios do solo. Quanto mais fofo o solo, mais permeável ele é. Conhecido o k para um certo e de um solo, pode-se calcular o k para outro e pela proporcionalidade: Esta equação é boa para as areias.



A influência do índice de vazios sobre a permeabilidade, em se tratando de areias puras e graduadas, pode ser expressa pela equação de A. Casagrande:



k0,85 é o coeficiente de permeabilidade do solo quando e = 0,85

4.3 Estratificação do Terreno
Em virtude da estratificação do terreno, os valores do coeficiente de permeabilidade são diferentes nas diferentes direções nas direções horizontal e vertical. Sendo continuo o escoamento na vertical, a velocidade V é constante. No sentido horizontal todos os estratos têm o mesmo gradiente hidráulico.
Na Figura 5, chamando-se k1, k2, k3...kn, os coeficientes de permeabilidade das diferentes camadas e1, e2, e3,... en, respectivamente as suas espessuras, deduzimos as fórmulas dos valores médios de k nas direções paralela e perpendicular aos planos de estratificação.




e1 k1 FLUXO 
e2 k2
e3 k3
en kn
(a)

e1 k1 FLUXO 
e2 k2
e3 k3
en kn (b)

Figura 5: Fluxo nas Direções Horizontal (a) e Vertical (b)

Permeabilidade paralela à estratificação - Na direção horizontal, todos os estratos têm o mesmo gradiente hidráulico i.
Assim:



Como: i1 = i2 = ...in





Permeabilidade perpendicular à estratificação – Na direção vertical, sendo contínuo o escoamento, a velocidade v é constante. Portanto:



Daí obtém-se sucessivamente:


Donde, finalmente:




Para camadas de mesma permeabilidade, k1 = k2 =... = kn, obtém-se pela aplicação dessas fórmulas:

kn = kv

Demonstra-se, ainda que em todo depósito estratificado, teoricamente:

kh  kv

4.4 Influência do grau de saturação
A percolação de água não remove todo o ar existente num solo não saturado. Permanecem bolhas de ar, contidas pela tensão superficial da água. Estas bolhas de ar constituem obstáculos ao fluxo de água. Desta forma, o coeficiente de permeabilidade de um solo não saturado é menor do que o que ele apresentaria se estivesse totalmente saturado. A diferença, entretanto não é muito grande.

5. INTERVALOS DE VARIAÇÃO DO COEFICIENTE DE PERMEABILIDADE
O valor de k é comumente expresso com um produto de um número por uma potência negativa de 10. Exemplo: k = 1,3 x 10-8 cm/s, valor este, aliás, característico de solos considerados como impermeáveis para todos os problemas práticos.

VALORES TÍPICOS: ARGILAS - k  10-9 cm/s
SILTES - 10-9  k  10-6 m/s
AREIAS ARGILOSAS – k  10-7 m/s
AREIAS FINAS – k  10-5 m/s
AREIAS MÉDIAS – k  10-4 m/s
AREIAS GROSSAS – k  10-3 m/s

6. A VELOCIDADE DE DESCARGA E A VELOCIDADE REAL DA ÁGUA
A velocidade considerada pela Lei de Darcy é a vazão dividida pela área total. Mas a água não passa por toda a área, passa só pelos vazios.
A relação entre a área de vazios e volumes correspondentes, que é por definição, a porosidade da areia, n. Considerando-se a viscosidade a velocidade do fluxo pode ser expressa como:



7. FORÇA DE PERCOLAÇÃO
A Figura 1 representa uma situação em que há fluxo. A diferença entre as cargas totais na face de entrada e de saída é h, e a ela corresponde a pressão hw.
Esta carga se dissipa em atrito viscoso na percolação através do solo. Como é uma energia que se dissipa por atrito, ela provoca um esforço ou arraste na direção do movimento. Esta força atua nas partículas, tendendo a carrega-las. Só não o faz porque o peso das partículas a ela se contrapõe, ou porque a areia é contida por outras forças externas.
A força dissipada é:

F = hwA

Onde: A é a área do corpo de prova.

Num fluxo uniforme, esta força se dissipa uniformemente em todo o volume de solo, A.L, de forma que a força por unidade de volume é:



Sendo j denominado força de percolação. Observa-se que ela é igual ao produto do gradiente hidráulico, i, pelo peso específico da água.
A força de percolação é uma unidade semelhante ao peso específico. De fato, a força de percolação atua da mesma forma que a força gravitacional. As duas se somam quando atuam no mesmo sentido (fluxo d’água de cima para baixo) e se subtraem quando em sentido contrário (fluxo d’água de baixo para cima).

8. TENSÕES NO SOLO SUBMETIDO À PERCOLAÇÃO
Considere-se um solo submetido a um fluxo ascendente como mostrado na Figura 6, na qual estão indicadas as tensões totais e neutras ao longo da profundidade.






Figura 6: Tensões no solo num permeâmetro com fluxo ascendente

A tensão efetiva varia linearmente com a profundidade e, na face inferior, vale:





Para o fluxo descendente, os cálculos são semelhantes, mas a tensão efetiva aumenta com a percolação:


9. GRADIENTE CRÍTICO
Na Figura 6, considere que a carga hidráulica h aumente progressivamente. A tensão efetiva ao longo de toda a espessura irá diminuindo até o instante em que se torne nula. Nesta situação, as forças transmitidas de grão para grão vão se anulando até chegar em zero. Os grãos permanecem, teoricamente, nas mesmas posições, mas não transmitem forças através dos pontos de contato. A ação do peso dos grãos se contrapõe à ação de arraste por atrito da água que percola para cima.
Como a resistência das areias é proporcional à tensão efetiva, quando esta se anula, a areia perde completamente sua resistência. A areia fica num estado definido com areia movediça.
Para se conhecer o gradiente que provoca o estado da areia movediça, pode-se determinar o valor que conduz o gradiente que conduz a tensão efetiva a zero, na expressão abaixo determinada:

Este gradiente é chamado gradiente crítico. Seu valor é da ordem de um, pois o peso específico submerso dos solos é da ordem do peso específico da água.


“Tudo vale a pena se a alma não é pequena”
Fernando Pessoa