Chavez Aguirre - Geotecnia.pdf

C/!1/i Uila empresa de clase mundial Dirección de Proyectos de Inversión Financiada

Subdirección de Construcción Gerencia de Estudios de Ingeniería Civil

~Una empresa ~de clase mundial

lllll!iJi~ UNIVERSIDAD NACIONAL AUTÓN,OMA DE MÉXICO ~ CAMPUSACATLAN ~~

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Colaboraciones: Alberto Ramírez Piedrabuena

Adán Ramos Bautista Ernesto Carmona Ricardez

FORMACIÓN: D.G. Ernesto V. Lara Arriola ILUSTRACIONES: Ernesto Carmona Ricardez DISEÑO DE PORTADA: José María Chávez Aguirre

Primera edición: 2006

D.R.© COMISIÓN FEDERAL DE ELECTRICIDAD Coordinación de impresión: Gerencia de Estudios de Ingeniería Civil

D.R.© UNIVERSIDAD NACIONALAUTÓNOMADE MÉXICO

Ciudad Universitaria, 0451 O, México, D.F.

FACULTAD DE ESTUDIOS SUPERIORES ACATLÁN Av. Alcanfores y San Juan Totoltepec, Naucalpan de Juárez, Estado de México. Unidad de Servicios Editoriales.

Impreso y hecho en México Printed and made in Mexico

ISBN. 970-32-2990-5

ISBN 970-32·2990·5

PRESENTACIÓN

La Comisión Federal de Electricidad, a través de la Gerencia de Estudios de Ingeniería Civil, se complace en poner a la disposición de su personal técnico y de la comunidad científica en general, la obra de Geotecnia, escrita por el Dr. José María Chávez Aguirre.

Esta obra ha sido redactada de manera amena y sencilla y está ilustrada con ejemplos prácticos, principalmente en obras construidas por la Comisión Federal de Electricidad, en muchas de las cuales, el Dr. Chávez Aguirre participó personalmente. Asimismo, contiene tablas y cuadros que ayudan a identificar rápidamente conceptos, datos técnicos y métodos aplicables bajo características y condiciones específicas, todo lo cual hace la lectura de este texto, fácil y comprensible.

La importancia de esta obra radica en tres aspectos fundamentales: primero, que es un libro que recoge experiencias prácticas del quehacer cotidiano de la geología aplicada a la ingeniería, segundo, que reúne información indispensable en los estudios previos a la construcción de obras civiles, y tercero, que aborda los temas de Geología y Mecánica de Rocas y Suelos en una secuencia ordenada.

Aunque son comprensibles por separado, los capítulos de cada área están ligados unos con otros, igualmente las tres disciplinas están integradas en el texto de la tal manera que hacen un conjunto armónico, que a la vez puede estudiarse en forma independiente.

El desarrollo en conjunto de los métodos de análisis de rocas y suelos en el laboratorio y en el campo, y la integración de las disciplinas que constituyen la Geotecnia en un solo volumen, facilita en gran medida, la comprensión de estas áreas de la ingeniería.

Por lo anterior, la Comisión Federal de Electricidad, expresa su reconocimiento a la Facultad de Estudios Superiores de Acatlán de la UNAM, por el respaldo otorgado para la elaboración de este texto, al mismo tiempo que agradece la cesión de esta obra para su difusión entre estudiantes y profesionistas de las diferentes áreas de la ingeniería de nuestra institución, con la seguridad de que éste, se convertirá en una herramienta útil e indispensable para todos ellos.

lng. Gustavo Arvizu Lara Gerente de Estudios de Ingeniería Civil

Comisión Federal de Electricidad México, D. F. , julio 2006

ÍNDICE

INTRODUCCIÓN

PRIMERA PARTE: GEOLOGÍA

CAPÍTULO I Constitución de la Tierra Introducción División interna y externa de la Tierra

CAPÍTULO 11 El Movimiento de los Continentes Introducción La deriva continental y la tectónica de placas

CAPÍTULO 111 Los Minerales Formadores de Rocas Introducción Generalidades Estructura, sistemas cristalinos y propiedades de los minerales Los silicatos Minerales no silicatados Clasificación de las rocas, según su contenido mineralógico

CAPÍTULO IV Clasificación de las Rocas Introducción Generalidades Tipos de rocas

Las rocas ígneas Las rocas sedimentarias Las rocas metamórficas

CAPÍTULO V Estructuras Geológicas Introducción Rumbo y echado Discordancias Pliegues

11

19 19 19

25 25 25

31 31 31 37 46 50 51

53 53 53 56

65 72

81 81 81 82 83

6 JOSÉ MARÍA CHAVEZ AGUIRRE

Fallas Juntas Formas de emplazamiento de las rocas ígneas

CAPÍTULO VI Métodos Geofísicos Introducción Estudio geofísico

CAPÍTULO VII El Tiempo Geológico Introducción Medición y escalas del tiempo geológico

El tiempo geológico relativo El precámbrico La era paleozoica La era mesozoica La era cenozoica

El tiempo geológico absoluto

CAPÍTULO VIII Geología de México Introducción Península de Baja California Sierra Madre Occidental Sierra Madre Oriental Eje Neovolcánico Sierra Madre del Sur Sureste de México

SEGUNDA PARTE: MECÁNICA DE ROCAS

CAPÍTULO IX El Macizo Rocoso Introducción A) Descripción del macizo rocoso

Indicadores de la calidad de la roca B) Clasificación del macizo rocoso

La clasificación de rocas de Terzaghi

CAPÍTULO X Propiedades de las Rocas Introducción Propiedades índice de las rocas

Porosidad Permeabilidad Contenido de agua Grado de saturación Durabilidad

90 95 95

99 99

100

113 113 113 113 118 118 119 121 121

125 125 128 129 132 135 137 139

143 143 144 144 146 147

151 151 151 152 152 152 152 152

Índice de absorción Alterabilidad Peso volumétrico Dureza Resistencia

CAPÍTULO XI Características del Macizo Rocoso Introducción Descripción de las características principales del macizo rocoso a) Rasgos o expresión de las fracturas b) Fragmentación natural e) Deformabilidad d) Permeabilidad e) Alterabilidad t) Resistencia a la compresión

Criterios de falla Falla frágil Falla plástica Falla de Mohr-Coulomb

Efecto de escala en resistencia al corte Relación de esbeltez (efecto de la forma) Viscosidad de las rocas

g) Resistencia al esfuerzo cortante a) Determinación en laboratorio b) Determinación en campo

Diagrama de Schrnidt

CAPÍTULO Xll Medición de los Esfuerzos Internos del Macizo Rocoso Introducción A) Método de relajación de esfuerzos B) Método del gato plano C) El Método de fracturación hidráulica

TERCERA PARTE: MECÁNICA DE SUELOS

CAPÍTULO Xlll Exploración y Muestreo en Suelos Introducción Características generales de algunos suelos Programa de exploración geotécnica en suelos Métodos de exploración

a) Métodos directos de exploración y muestreo b) Métodos indirectos de exploración y muestreo

Exploración geotécnica submarina

ÍNDICE 7

153 153 153 153 153

157 157 157 157 158 158 160 161 161 165 165 166 167 168 169 169 169 170 170 172

173 173 173 179 181

185 185 185 187 168 188 207 208

8 JOSÉ MARÍA CHrÍVEZAGUIRRE

CAPÍTULO XIV Estabilidad de Taludes en Suelos Introducción Resistencia al esfuerzo cortante Tipos de fallas en taludes Factor de seguridad Métodos de análisis de estabilidad de taludes

Métodos de uso común en el análisis de taludes Mecanismos de falla más comunes Métodos de análisis Método sueco

1) Procedimiento estándar II) Procedimiento de las dovelas diferenciales Ill) Procedimiento que considera la interacción entre dovelas IV) Procedimiento con el circulo de fricción

Método de Bishop Método de la cuña

CAPÍTULO XV Muros de Contención Introducción Teoría de Coulomb Coeficiente de presión de tierras en suelos friccionantes Coeficiente de presión de tierras en suelos cohesivos-friccionantes Teor-ía de Rankine Diseño y análisis de muros de retención Aplicación de la teoría de presión lateral de tierra de Rankine

sobre muros de retención

CAPÍTULO XVI Asentamientos Introducción Asentamientos en suelos según la teoría de la elasticidad Asentamientos en suelos según la teoría de la consolidación de Terzaghi Asentamientos a lo largo del tiempo

CAPÍTULO XVll Capacidad de Carga de los Suelos Introducción Cimentaciones. Definición y clasificación Teorías de capacidad de carga Criterio Terzaghi Teoría de Meyerhof Teoría de Skempton Factores que influyen en la capacidad de carga Cimentaciones en roca Cimentaciones superficiales Cimentaciones profundas

217 217 217 220 220 223 223 225 226 226 226 231 235 238 241 246

249 249 251 251 253 254 257

260

267 267 269 273 276

279 279 279 282 283 287 288 292 298 299 301

CUARTA PARTE: LABORATORIO DE GEOTECNIA

INTRODUCCIÓN

CAPÍTULO XVUI Laboratorio de Geología Introducción Práctica l. Recopilación y uso de datos geológicos Práctica 2. Identificación de minerales Práctica 3. Identificación de rocas ígneas Práctica 4. Identificación de rocas sedimentarias Práctica 5. Identificación de rocas metamórficas Práctica 6. Uso del microscopio polarizante

CAPÍTULO XIX Laboratorio de Mecánica de Rocas Introducción Práctica 1 Procedimiento para la medición del contenido del agua

de una muestra de roca Práctica 2 Procedimiento para la medición del índice de absorción

de una muestra de roca l. Máquina de compresión manual de concreto Operación con cámaras Hoek 2. Bomba universal y panel indicador de presión 3. Preparación de muestras Extractor de núcleos Sierra cortadora Práctica 3. Prueba de compresión simple Práctica 4. Prueba de compresión triaxial Práctica 5. Prueba de permeabilidad Práctica 6. Prueba de tensión de rocas Resistencia al esfuerzo cortante

CAPÍTULO XX Laboratorio de Mecánica de Suelos Introducción Práctica l. Ensayo triaxial Práctica 2. Consolidación Práctica 3. Permeabilidad Práctica 4. Presiómetro de Menard

BIBLIOGRAFÍA CONSULTADA

ÍNDICE 9

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315 315 315 315 319 321 323 326

333 333

334

334 335 343 344 346 347 348 349 349 352 353 357

359 359 359 365 368 372

381

INTRODUCCIÓN

La práctica, desarrollo e investigación de la Geotecnia en México, han contribuido a que la Geología y la Ingeniería Civil se complementen y alcancen una gran variedad de metas; se puede afirmar que la experiencia acumulada en casi cinco décadas en obras como presas, edificaciones, carreteras y puentes entre otras, ha permitido que actualmente se sistematicen muchos de los procedimientos que se siguen para realizar un estudio de cimentación para la construcción de las obras. Se entiende que cada obra constituye un problema diferente y en consecuencia tiene su propia solución; sin embargo, la metodología que permite identificar el problema de cada una de ellas puede establecerse como un lineamiento general y seguirse con la flexibilidad que cada caso amerite.

La labor del especialista en Geotecnia trasciende en prácticamente todos los ámbitos. Gracias a su trabajo es posible construir grandes obras civiles como puentes, carreteras, túneles, edificios o presas y garantizar su duración por largo tiempo con un mínimo de mantenimiento.

El geotecnista es un profesional con conocimientos profundos de geología, mecánica de rocas y mecánica de suelos, los que suma a la práctica de su carrera como ingeniería civil, arquitectura, geofisica o geología.

Su actividad central está dirigida a clasificar y definir las características del macizo rocoso que contendrá a la obra civil. Para citar un ejemplo que incluya las construcciones en las que interviene, podríamos mencionar las plantas hidroeléctricas.

Una planta de este tipo requiere el desarrollo de infraestructura de acceso como la construcción de carreteras que soporten el tránsito de maquinaria y equipo pesado, la de túneles que atraviesen las montañas que se interponen, o la de puentes que permitan pasar sobre los ríos caudalosos en los que se construyen estas gigantescas obras.

Dos ejemplos recientes de obras de este tipo son las presas de Aguamilpa, en Nayarit y de Zimapán, en Hidalgo. Ambas son de usos múltiples, es decir, además de generar energía eléctrica conducen, a través de canales, agua para riego de áreas agrícolas que anteriormente padecían escasez de este recurso. También permiten el desarrollo de la piscicultura y el turismo.

Estas obras, que requieren una gran inversión, constituyen una apreciable fuente de empleo para las comunidades cercanas y obligan a la construcción de pueblos o fraccionamientos que substituyen a los afectados por las inundaciones provocadas por los embalses.

Actualmente, el hombre se maravilla al ver estas portentosas obras de la ingeniería civil, pero dificilmente se pregunta sobre qué tipo de roca o de suelo descansan, qué características tienen los cimientos, qué se hizo para que el agua no se filtrara por el piso del embalse. ¿Por qué

12 JOSÉ MARÍA CHAVEZAGUJRRE

las cortinas no son dañadas por los sismos que constantemente las azotan?, ¿de dónde surgieron los materiales que se utilizaron para su construcción?, ¿cuánta gente trabajó y durante cuánto tiempo antes de iniciarlas?.

Generalmente, los trabajos de ingeniería básica y geotecnia previos a una construcción de este tipo duran de cinco a diez años, durante los cuales se exploran los ríos y las características de las rocas por las que se labran sus cauces; se seleccionan muestras de roca y suelo para hacerles pruebas en laboratorios, para conocer su porosidad, permeabilidad, resistencia a los esfuerzos y el desgaste por la erosión. El geotecnista somete a pruebas las rocas y suelos en general antes de dar su opinión sobre la factibilidad de la construcción.

Apoyado en el trabajo del geotecnista, el ingeniero civil construirá su obra, el ingeniero mecánico verá funcionar sus equipos, como turbinas y generadores, y el ingeniero electricista conducirá la energía hacia zonas rurales que anteriormente no la disfrutaban y hacia áreas conurbadas industriales o nuevas comunidades que incrementan la demanda.

El geotecnista debe conocer las características geológicas por lo menos de nuestro país, los tipos de rocas que lo conforman y los fenómenos naturales a que están expuestas. No es lo mismo construir una autopista como la que une a la Ciudad de México con Acapulco, que otra como la que conduce de Chihuahua a Ciudad Juárez.

La primera atraviesa la Sierra Madre del Sur, aquejada constantemente por sismos de gran magnitud, producidos por el desplazamiento de la placa oceánica del Pacífico bajo el continente americano, mientras que el norte del país es prácticamente ajeno a este tipo de movimientos.

Estas autopistas requieren la construcción de túneles y puentes. Tales obras plantean interrogantes acerca de la estabilidad y permeabilidad de las rocas a través de las cuales se excavará un túnel o de la resistencia del macizo rocoso sobre el que descansarán los pilares, en ocasiones de más de cien metros de altura, que sostendrán a los puentes vehiculares que permitirán transitar sobre los ríos.

El geotecnista responde a esas preguntas sometiendo a las rocas a los estudios anteriormente mencionados; prevé riesgos a los que está expuesta una obra civil, garantiza la perdurabilidad de la construcción y selecciona los cimientos de obras que disfrutarán miles de usuarios.

Los sismos de 1985 que afectaron a la Ciudad de México, atrajeron el interés del público en general hacia la actividad del geotecnista. Después de esa tragedia el Valle de México se vio sometido a una gran cantidad de estudios de geotecnia. Se analizaron los suelos que lo constituyen y se plantearon métodos constructivos que contribuyeran a incrementar la resistencia de las obras civiles o arquitectónicas a los movimientos causados por terremotos, de los que la ciudad no puede escapar.

La geotecnia colabora en la búsqueda de medios que garanticen la seguridad y bienestar de la población de una ciudad tan grande y tan expuesta a los eventos naturales como la de México. Su contribución es palpable en una obra tan indispensable como el Sistema de Transporte Colectivo (Metro) o en la construcción de líneas de conducción de agua que alimentan al Distrito Federal, como el acueducto perimetral de hasta ocho metros de diámetro.

· La zona conurbada de esta metrópoli crece en forma muy acelerada. La población se acumula en terrenos inestables como las áreas minadas de rellenos anteriores de barrancas, naturales o provocadas por el hombre. Estas áreas pueden ser localizadas por el geotecnista y prevenir desastres como hundimientos de colonias enteras.

INTRODUCCIÓ 13

En el concepto clásico, la Geotecnia como disciplina científica nace de la conjunción de tres ramas de la ingeniería, dos de ellas pertenecientes a la mecánica aplicada y de reciente desarrollo: la Mecánica de Suelos y la Mecánica de Rocas; la tercera, de la que también se puede decir que es de reciente creación, es la Geología Aplicada a la Ingeniería, que toma los conceptos necesarios de las distintas áreas que conforman el campo de estudio de la Geología, ciencia con una gran tradición y antigüedad, cuyo campo de aplicación e influencia abarca mucho más, como es el caso de la Geofisica, la Ingeniería Sísmica, la Ingeniería Estructural, la Ingeniería de Materiales y en los últimos años la Computación, así como las interrelaciones entre estas disciplinas y algunas otras más.

El término Geotecnia fue acuñado en 1948 por la Institución de Ingenieros Civiles de Gran Bretaña y reconocido en 1974 por la Sociedad Americana de Ingenieros Civiles.

La Mecánica de Suelos fue reconocida como una disciplina importante de la ingeniería civil a partir de 1925, con la publicación de los trabajos del Dr. Karl Terzaghi, que incluyen el término "ingeniería geológica".

Durante muchos años la Mecánica de Rocas fue una disciplina desarrollada y aplicada por ingenieros civiles y geólogos en la minería y en la industria del petróleo. Fue reconocida como parte de la ingeniería civil en 1966, durante el Primer Congreso de la Sociedad Internacional de Mecánica de Rocas, en Lisboa.

GEOLOGÍA APLICADA

DISCIPLINAS PRINCIPALES MECÁNICA DE SUELOS

MECÁNICA DE ROCAS

GEOFÍSICA APLICADA GEOTECNIA

INGENIERÍA SÍSMICA

DISCIPLINAS COMPLEMEN-INGENIERÍA ESTRUCTURAL TARJAS

INGENIERÍA DE MATERIALES

COMPUTACIÓN

En el siguiente cuadro se pretende ubicar a la Geología Aplicada dentro del campo de la Geología General, pero sin pretensión de originalidad. En los textos clásicos de Geología, la Geología Aplicada no se menciona y la clasificación que involucra a todas las especialidades aparece

14 JOSÉ MARÍA CHÁVEZAGUIRRE

de manera escueta, por lo que se presenta la siguiente clasificación basada principalmente en el trabajo del Ing. Ernesto López Ramos:

Mineralogía Petrografía Cristalografia

Vulcanología Rocas y Minerales

Geoquímica Geohidrología Atmósfera Geodinámica (Interna y Ex-

Geología Estructural tema) Tectónica

CIENCIAS Geomorfología

Geología Física Vulcanología Paleogeografía

GEOLÓGICAS Sedimento logia Litología

Geología Histórica Estratigrafia Paleontología Paleogeografia a la Minería

Geología Aplicada a la Ingeniería Civil al Petróleo

Geología Ambiental

Este libro se apoya en los trabajos que han realizado a lo largo de varias décadas eminentes geólogos, geofísicos e ingenieros civiles.

La primera parte, Geología, inicia con una breve descripción de la constitución de la Tierra, con el fin de conocer las partes en que está dividida y que contribuyen a explicar algunos de los fenómenos naturales que la afectan. La Deriva Continental y la Tectónica de Placas son teorías que transformaron radicalmente el pensamiento del geólogo moderno; en poco más de treinta años estas ideas han evolucionado tanto en la Geología que incluso la computación se ve como un arma común, requerida para establecer modelos matemáticos en los que hace pocos años no se podía siquiera soñar.

De lo general a lo particular pasaremos de la descripción breve de estas teorías a una definición de los minerales formadores de rocas y de la génesis de éstas y su clasificación; haremos un análisis del macizo rocoso como un preámbulo de la información que requiere el ingeniero civil o el geotecnista.

Con el afán de proporcionar información que sea de interés en Geotecnia, se consideró necesario dedicar un capítulo a la descripción de los métodos geofísicos, cuyas aplicaciones son de importancia vital para la interpretación geológica del subsuelo.

Para comprender el sentido de la Geología como ciencia aplicada, es indispensable conocer la Escala del Tiempo Geológico; con este propósito se hará un repaso de los conceptos que se

INTRODUCCilJ 15

manejan en la elaboración de una columna de este tipo y se presentarán las diferencias entre tiempo relativo y absoluto.

Para el desarrollo de las obras civiles en nuestro país, es prioritario tener un conocimiento por lo menos básico de la Geología de México; en este capítulo se describen en forma somera los principales tipos de roca y estructuras que hacen las diferencias entre una provincia geológica y otra.

La segunda parte corresponde al estudio de la Mecánica de Rocas; inicia con la descripción y clasificación del macizo rocoso, para lo que se toman en cuenta los indicadores de la calidad de la roca y las propuestas de varios autores para clasifi.carlo y continúa con una descripción de las propiedades índice de las rocas.

Las características del macizo rocoso se describen con amplitud así como el desarrollo de las pruebas o análisis a que se somete, como la deformabilidad, la permeabilidad, la resistencia a la compresión y la resistencia al esfuerzo cortante, información que se considera útil por los conceptos que el ingeniero civil debe manejar.

Se concluye esta parte con la descripción de los métodos que se utilizan para medir los esfuerzos internos a que está sometido un macizo rocoso, como el de relajación de esfuerzos y el del gato plano.

El análisis de una masa rocosa depende de la profundidad en conocimiento de los temas anteriores y del grado de complejidad con que se manejen.

La tercera parte está dedicada a la Mecánica de Suelos y fue elaborada por ellng. Adán Ramos Bautista, egresado de la Especialización en Geotecnia y profesor de la Licenciatura en Ingeniería Civil de la Facultad de Estudios Superiores (FES) Acatlán y por el M. en C. Alberto Ramírez Piedrabuena, profesor y fundador de la Especialización en Geotecnia, donde imparte esta materia desde hace veinticinco años. Sus capítulos están basados en parte, en el trabajo de tesis que desarrolló el lng. Fernando Juárez, para obtener el diploma de la Especialización mencionada.

Se inicia este tema con una breve descripción de los tipos de suelos para continuar con una guía de las etapas que constituyen una exploración de campo antes y durante la construcción de la obra civil. Se analizan los métodos de exploración y muestreo, directos e indirectos de los suelos y se presenta una semblanza de las características de la exploración geotécnica submarina.

La estabilidad de taludes en suelos es tratada mediante una descripción de los tipos y mecanismos de fallas en taludes y el desarrollo de los métodos de análisis de estabilidad más comunes como el Sueco, el de Bishop y el de la Cuña.

Se continúa con un análisis de los diversos muros de contención y sus posibilidades de falla y se agregan ejemplos de presión de tierras basados en las teorías de Coulomb y Rankine. Se describen también algunos diseños y se aplica la teoría de Rankine mediante la elaboración de un eJercicio.

El tema de los asentamientos en suelos se trata siguiendo las teorías de la elasticidad y de la consolidación de Coulomb y Terzaghi, respectivamente, para terminar con una breve descripción de la influencia del factor tiempo en este tipo de fenómenos.

Se concluye esta parte con un análisis de las diferentes teorías acerca de la capacidad de carga de los suelos, los factores de seguridad y los diversos tipos de cimentaciones superficiales y profundas.

La cuarta parte, Laboratorio de Geotecnia, constituye una propuesta para la elaboración de prácticas escolares, ejercicios e incluso análisis profesionales en los tres casos de es-


tudio: Geología, Mecánica de Rocas y Mecánica de Suelos; fue desarrollada en gran medida por estudiantes egresados de la Especialización en Geotecnia de la Facultad de Estudios Superiores (FES) Acatlán, dentro del Programa de Iniciación Temprana a la Investigación y la Docencia (PITID) de la UNAM, asesorados por el autor, en un intento de plasmar sus inquietudes y propuestas de solución.

Esta obra no pretende cubrir todos los temas relacionados con la Geotecnia; está estructurada con el fin de responder a las inquietudes que normalmente expresa un profesionista o estudiante de esta especialidad o de Ingeniería Civil, aunque sin duda será de utilidad para el geólogo o el geofísico cuyo trabajo esté relacionado con la construcción de obras civiles. El campo es tan vasto que quedan muchas preguntas por contestar, tarea que se tratará de resolver en el futuro.

Para alcanzar este primer objetivo se contó con el apoyo y participación de varias personas de la FES Acatlán, entre ellas debo expresar mi más profundo agradecimiento al Dr. Guillermo González Rivera, Coordinador del Programa de Estudios de Posgrado.

Habría sido muy dificil concluir esta obra sin el interés y entusiasta participación del Ing. Adán Ramos Bautista, profesor egresado de la Especialización en Geotecnia de la FES Acatlán, quien rescató y mejoró la presentación de los capítulos del Laboratorio de Geotecnia y desarrolló la parte dedicada a la Mecánica de Suelos. También debo destacar y agradecer la participación, interés y apoyo del M. en C. Alberto Ramírez Piedrabuena en la elaboración del texto correspondiente a la teoría de la Mecánica de Suelos y la del lng. Antonio Bahena González, jefe del Laboratorio de Mecánica de Rocas de la CFE, en la revisión de los temas de Mecánica de Rocas.

Los comentarios, sugerencias y correcciones de los ingenieros Rubén Felipe Montes Trejo, Jefe de la Sección de Geotecnia de la Licenciatura en Ingeniería Civil de la FES Acatlán, Gustavo Díaz Velarde Seres, anterior Subgerente de Exploración Geológica y Geofísica de la GEIC-CFE y Leovigildo Cepeda Dávila, Coordinador de la Carrera de Geología de la Facultad de Ingeniería de la UNAM, fueron siempre acertados y sin excepción incluidos en el texto.

El Ing. Ernesto Carmona Ricárdez, colaborador del Departamento de Geología de la Comisión Federal de Electricidad, aportó su conocimiento de los diversos paquetes de cómputo en la ubicación, corrección y diseño de ilustraciones, fotografías y figuras. A su constancia e insistencia se debe en gran medida la conclusión de este trabajo.

Finalmente, es necesario reconocer y agradecer el interés en el desarrollo de esta obra de los ingenieros Gustavo Arvizu Lara, Gerente de Estudios de Ingeniería Civil de la Subdirección Técnica de la CFE. y Moisés Dávila Serrano, Subgerente de Exploración Geológica y Geofísica de la GEIC-CFE

Dr. José María Chávez Aguirre Marzo 2006

CAPÍTULO! CONSTITUCIÓN DE LA TIERRA

INTRODUCCIÓN

Conocer las características internas y externas de nuestro planeta y los fenómenos que dan lugar a los movimientos que se generan en él y que se manifiestan en su superficie, es de gran importancia para quien se dedica al estudio de las Ciencias de la Tierra. Aunque muchos de los recursos naturales han sido aparentemente agotados, nuestro planeta posee ocultos gran cantidad de secretos, que serán poco a poco descubiertos en la medida que el hombre avance y pueda utilizarlos.

¿Por qué se mueven los continentes?, ¿cuáles son los fenómenos que originan los diversos tipos de rocas?, ¿qué causa los sismos?, son algunas de las innumerables preguntas que el hombre se hace desde mucho tiempo atrás. Para tratar de dar respuesta a ellas debemos analizar los temas desde el principio, por lo que haremos un breve repaso de lo que hasta la fecha se ha descubierto, basados en parte en el libro "Physical Geology" de N. K. Coch y A. Ludman.

DIVISIÓN INTERNA Y EXTERNA DE LA TIERRA

Nuestro planeta puede dividirse en tres zonas químicamente distintas: la atmósfera, la hidrosfera y la tierra sólida. Cada una tiene una combinación única de elementos y una proporción única de sólidos, líquidos y gases (figura 1.1 ).

Corteza D-40km

Figura 1.1. Subdivisiones Atmósfera químicas de la Tierra.

20 JOSÉ MARÍA CHA VEZ A GUIRRE

La atmósfera es la envoltura gaseosa que circunda la Tierra. Como se observa en la tabla 1.1, está compuesta principalmente de nitrógeno y oxígeno pero también contiene otros gases como el bióxido de carbono, vapor de agua y pequeñas cantidades de sólidos en partículas de polvo, granizo, o copos de nieve.

Tabla 1.1. Composición de la tierra

Elemento Corteza La Tierra Hidrosfera (%) Atmósfera (%) Solamente (%) Completa (%)

Oxígeno 46.3 29.5 Oxígeno 86.3 Nitrógeno 75.5 Sílice 28.2 15.2 Hidrógeno 10.8 Oxígeno 23.15 Aluminio 8.2 1.09 Cloro 1.8 Carbono Trazas Fierro 5.6 34.6 Sodio 1.05 Hidrógeno Trazas Calcio 4.1 1.13 Potasio 0.04 Otros 1.35 Sodio 2.4 0.57 Calcio 0.04

Potasio 2.1 0.07 Magnesio 2.3 12.7 Titanio 0.5 0.05 Níquel Trazas 2.39 Otros Trazas 2.70

La hidrosfera es el líquido exterior que cubre a la Tierra e incluye los océanos, lagos, ríos y corrientes subterráneas. La mayor parte de la superficie de nuestro planeta es agua, el 71% de él está cubierto por los océanos únicamente. La hidrosfera es esencialmente agua, pero una gran parte de material está disuelto en agua de mar y en agua dulce, incluyendo gases como el oxígeno o iones como Na+ y Cl-. Los sólidos, como los sedimentos acarreados por un río, son transportados en suspensión por las aguas superficiales.

La Tierra propiamente dicha se acerca a un sólido y se divide en tres regiones: corteza, manto y núcleo. Los geólogos han perforado solamente parte de la corteza, pero eventos como las erupciones volcánicas ocasionalmente aportan a la superficie ejemplares de lo que se cree es material del manto.

La existencia y composición del manto y núcleo fueron inferidas por métodos de sensores remotos, como la sismología.

El oxígeno y la sílice son los elementos más abundantes en la corteza y el manto. Antes se pensaba que el núcleo externo es líquido.

La Sismología puede revelar el espesor y densidad del núcleo y del manto, pero no puede dar información acerca de su composición. Por ejemplo, el núcleo, con un espesor de 3475 km a partir del centro de la Tierra, debe tener una densidad de 10 a 11 g/cm3

, la cual sobrepasa la de cualquier mineral de sílice. Nunca se han visto rocas del núcleo por lo que solamente se puede especular acerca de su composición, pero estas especulaciones deben incluir materiales de densidad apropiada.

CONSTITUCIÓN DE LA TIERRA 21

Se cree que las partes líquida y sólida del núcleo son una mezcla de metales de fierro y níquel, a temperaturas que oscilan entre 3 700° C y 4 300° C.

Existen dos evidencias que conducen a esta conclusión:

a) Meteoritos. Se supone que son fragmentos de un planeta similar a la Tierra o a un grupo de cuerpos planetoides, y muchos son semejantes a rocas terrestres típicas. Sin embargo, algunos están compuestos por una aleación de níquel y fierro, la cual tiene las propiedades de rigidez y densidad requeridas para el núcleo por los datos sísmicos.

b) Magnetismo terrestre. La Tierra actúa como un imán gigantesco, un hecho comprobado por cualquiera que haya utilizado una brújula. La fuente del magnetismo parece ser un material conductor de la electricidad localizado en el núcleo. La aleación de níquel y fierro encontrada en los meteoritos es precisamente el tipo de material que necesitamos.

El manto es completamente diferente, tiene cerca de 2 900 Km de espesor, temperaturas variables de 500°C a 3 700°C y densidades promedio de 5.5 g/cm3 en los límites con el núcleo y de 3.3 g/crn3 en su contacto con la corteza. Estos valores están entre los que podemos esperar de rocas hechas de minerales silicatados mezclados con sulfuros de mayor densidad. Se tiene algo de información acerca de lo que estos minerales pueden ser, pues en algunos basaltos se encuentran fragmentos o xenolitos de rocas ultramáficas hechas principalmente de olivino, piroxeno y granate. Estos minerales pueden convertirse en componentes más densos en el manto inferior, donde se pueden mezclar con sulfuros y pequeñas cantidades de metales como níquel y fierro. Algunos meteoritos tienen esa composición y pueden ser parte del manto de un planeta similar al nuestro.

La corteza es la porción superficial de la T ierra, la parte sobre la que vivimos y la que mejor conocernos. El geólogo yugoslavo Andrija Mohorovicic comprobó en 1910 que es diferente del manto. Mediante la aplicación de la sismología sugirió un límite por diferencia de densidades que separa a la corteza del manto; a esta discontinuidad se le conoce como M ó el Moho. Las ondas sísmicas que se transmiten a través de las rocas situadas por encima de esta superficie tienen una velocidad de 2.7 km/s, mientras que a través de las rocas bajo la discontinuidad, bruscamente pasan a 8.1 km/s.

Las temperaturas en la corteza también son variables, las más altas, medidas por flujo de calor en la superficie, oscilan entre 500°C y 1 ooooc a 40 Km de profundidad. El espesor de la corteza bajo un continente es grande y se reduce bajo un océano. La profundidad promedio del Moho bajo un continente es de 30 a 40 Km. La corteza es más gruesa (más de 65 Km) bajo las cadenas montañosas. En contraste, la corteza oceánica generalmente tiene menos de 5 km de espesor.

La corteza continental consta de dos partes, (figura 1.2), una superior con densidades de 2.7 a 2.85 g/cm3 y una inferior con densidades de 2.85 a 3.1 g/cm3

. La parte superior está constituida por rocas ígneas, sedimentarias y metamórficas con una composición promedio similar a la del granito. Es este material el que se mezcla frecuentemente para producir el magma granítico. Esta corteza superior es rica en sílice (Si 0 2) y aluminio (Ah 0 3), y nos referimos a ella como la por-

22 JOSÉ MARÍA CHJÍVEZ AGUIRRE

ción siálica de la corteza, o simplemente sial. La capa inferior es similar a la composición del basalto y es rica en sílice, fierro y magnesio. Se le conoce como la parte simática de la corteza, o sima.

Figura 1.2. La corteza bajo los continentes y las cuencas oceánicas. La corteza continental es gruesa, se divide en dos capas (la simática y la siálica), mientras que la corteza oceánica tiene una capa simática delgada.

La corteza oceánica no sólo es más delgada, también es más simple y consiste solamente de la porción simática. Esto explica la ausencia de granito en los océanos porque no existe una capa siálica cuya mezcla forme magma granítico.

La capa siálica de la corteza continental se ensancha bajo las montañas, pero no continúa igual bajo las partes planas.

La parte superior de la Tierra se divide en litosfera y astenosfera. La litosfera contiene la corteza y una parte del manto superior, mientras que la astenosfera es una región que abarca 100 a 150 Km del espesor del manto superior (figura 1.3).

P!of. (krn )

fíMií@Stl Corteza

Monto

Figun 1.3. Divisiones físicas y químicas de la parte superior de la tierra.

CONSTITUCIÓN DE LA TIERRA 23

Cuando la atmósfera, la hidrosfera y la tierra sólida interactúan, sus diferencias conducen a importantes procesos físicos y químicos. Por ejemplo, la erosión de acantilados para la formación de playas tiene lugar donde los océanos y los continentes interactúan; las rocas se resquebrajan para producir suelos donde la atmósfera y la tierra sólida están en contacto; y las olas se forman y avanzan a través de océanos y lagos donde la atmósfera y la hidrosfera se mezclan. Las interfases entre estas regiones química y fisicamente diferentes comprenden las zonas geológicas más activas del planeta.

CAPÍTULOII EL MOVIMIENTO DE LOS CONTINENTES

INTRODUCCIÓN

Antes de 1967, la Geología era considerada como una ciencia de incertidumbre, basada en probabilidades y en la capacidad de imaginación del geólogo. A partir del lanzamiento de las teorías de la Tectónica de Placas y de la Expansión del Fondo Oceánico, muchos fenómenos empezaron a tener explicación, como la ubicación de tipos de yacimientos minerales en determinadas regiones, la formación de cordilleras y fajas volcánicas a lo largo tle las costas del Pacífico y un hecho sobresaliente entre otros más: la generación de sismos. A partir del descubrimiento de las causas de movimientos en el interior del planeta, el hombre ha aprendido a prevenir sus efectos. A continuación haremos un resumen de estas teorías basados en varios artículos sobre el tema entre los que destacan los de autores como T. Atwater, Y. W. Dalziel y A. L. Garda.

De gran importancia para la construcción de obras civiles es el conocimiento de esta teoría.

LA DERIVA CONTINENTAL Y LA TECTÓNICA DE PLACAS

La mayoría de los geólogos están de acuerdo en que la Teoría de la Tectónica de Placas es la explicación más satisfactoria acerca de la formación de los océanos, montañas y continentes.

De acuerdo con el modelo de Tectónica de Placas, la cubierta superior de la Tierra, llamada litosfera, consiste de algunos segmentos rígidos. Estos segmentos se llaman "placas" porque son relativamente delgados (80 a 150 km) al compararlos con grandes áreas de kilómetros cuadrados.

Estas placas litosféricas descansan sobre una capa mucho menos rígida llamada astenosfera y son capaces de moverse sobre ella como una balsa flotando en el agua.

Los continentes y océanos, aunque parezcan muy grandes, son como viajeros sobre las placas. Por ejemplo, la placa Norteamericana incluye al continente Norteamericano y a la mitad de la cuenca del Océano Atlántico. Como las placas se mueven, la geografia de la Tierra puede cambiar drásticamente. Los continentes pueden cambiar de posición, girar, partirse en pequeños pedazos, o chocar y convertirse en parte de otra placa. Los nuevos océanos se pueden abrir y los viejos cerrarse, cambiar de forma, o desaparecer. La evidencia de algunos movimientos formadores de placas se puede ver en cualquier mapa, por ejemplo, América del Sur y África pueden unirse como las piezas de un rompecabezas (figura II.l ).


Figura ll.l. Las costas de Sudamérica y África encajan como las piezas de un rompecabezas. En ocre rocas de la misma composición y edad, en pardo estructuras y lineamientos continuos en ambas costas.

Varios ejemplos más de estos movimientos han sido descubiertos, por ejemplo, la costa oriental de Norteamérica se alineaba hace mucho tiempo en dirección este-oeste y se localizaba en el Ecuador y también, un océano separaba a la India de Asia.

El primer modelo de Tectónica de Placas fue propuesto hace solamente 35 años, pero la idea de la "Deriva de los Continentes" data de 1912. Fue concebida por Alfred Wegener, un meteorólogo alemán con interés en la Geofisica, quien formuló una teoría sobre la regeneración constante de la configuración de la Tierra. Esta hipótesis fue discutida ampliamente durante los años veinte y finalmente fue despreciada por la comunidad de las Ciencias de la Tierra, pero reapareció cerca de cincuenta años después. Como resultado de violentas discusiones entre especialistas y con el apoyo de espectaculares descubrimientos, la teoría de la Tectónica de Placas fue aceptada por unanimidad en 1968.

Entre esos descubrimientos se encuentra la verificación de la existencia del rift oceánico, que es un profundo valle en medio de los océanos y el cual contiene la dorsal medio-oceánica, la cresta de una cadena de montañas que se extiende de norte a sur. Este rift se continúa a lo

largo de todos los océanos del planeta; es la estructura tectónica más importante del globo, con una longitud de 60 000 Km.

Antes de la formación de esta cresta o rift, los continentes estaban unidos en un supercontinente que Wegener llamó Pangea (voz de origen griego que significa "todas las tierras") (figura II.2).

Figura 11.2. Pangea antes de fragmentarse por la apertura del Océano Atlántico.

EL MOVIMIENTO DE LOS CONTINENTES 27

Pangea empezó a fragmentarse durante el periodo Jurásico de la era Mesozoica, hace unos 170 millones de años, creando el Atlántico y otras cuencas oceánicas jóvenes. La ruptura de Pangea se inició por la parte media de este a oeste y dio lugar a dos continentes, Gondwana en el hemisferio sur y Laurasia en el hemisferio norte, y al Mar de Tethys que corresponde al actual Mar Mediterráneo. Posteriormente, la dorsal medio-oceánica del Atlántico separó a América de Europa y África; estos fragmentos derivaron lentamente sobre la faz de la Tierra y, en el Pleistoceno, tomaron las formas que caracterizan a los continentes modernos.

La Tectónica de Placas apoya el concepto de la Deriva Continental principalmente en pruebas paleomagnéticas y en la expansión del suelo oceánico.

La teoría propone que la litosfera, es decir, la parte externa de la corteza, está formada por un mosaico de seis a diez placas más o menos separadas y semirrígidas cuyo espesor es de 100 km (figura II.3 ).

Figura ll.3. Distribución de las principales placas tectónicas. Destacan por su magnitud las placas Pacífico, Americana, Africana y Euroasiática y La Dorsal del Atlántico.

Tales placas descansan sobre una capa maleable denominada astenosfera, y se mueven sobre ella a diferentes velocidades, separándose y derivando en sentidos opuestos cuando el suelo oceánico que existe entre ellas se expande a lo largo de una fractura localizada a mitad del océano; o pueden encontrarse e impactar, en cuyo caso se sobreponen formando una zona de subducción.

Estas placas pueden también tallarse y chocar fuertemente al pasar una al lado de la otra, o bien, pueden rotar.

Cada placa es un segmento rígido de corteza y está formada por una o dos capas. La capa inferior consiste de una roca densa, formada principalmente de basalto, el sima, porque es rica en silicio y magnesio. Esta capa es la parte de la corteza que descansa en el fondo de los océanos. Cuando una placa contiene sólo sima, se encuentra completamente sumergida. La otra capa, el sial, es rica en silicio y aluminio, lo que la hace más "ligera". Ésta es la capa que forma los continentes de la corteza terrestre.

Las regiones a lo largo de las márgenes de placas son áreas geológicamente activas, caracterizadas por terremotos y volcanismo. Las placas litosféricas pueden interactuar unas con otras


en tres formas básicas, creando tres diferentes tipos de márgenes de placas: márgenes divergentes, márgenes convergentes y márgenes de fallas transformes (figura II.4).

Margen

Figura ll.4. Corte que muestra la litosfera, y los tipos de procesos activos en las márgenes convergentes, divergentes y de fallas transformes.

Las márgenes divergentes se inician cuando una placa se parte en dos. Como los fragmentos de la placa se apartan, el material fundido asciende de la astenosfera y se erupta en el fondo oceánico a través de fracturas y volcanes. Al enfriarse el material fundido, formará parte del piso de un nuevo océano. Al mismo tiempo que la nueva roca se forma, tienen lugar en otros sitios de las márgenes, otros movimientos de placas divergentes. Este "cinturón" de nueva roca oceánica formada por márgenes divergentes se conoce como "expansión del fondo oceánico". Las erupciones subacuáticas que produjeron cadenas de volcanes submarinos se llaman "cordilleras oceánicas", las cuales se encuentran en todas las cuencas oceánicas.

El Océano Atlántico se desarrolló de esta manera, y las erupciones de Islandia y de otras partes de la "Cordillera Meso-Atlántica" indican que la cuenca oceánica continúa desarrollándose. Europa se desplaza a razón de 2.5 cm por año, lo que parece increíblemente lento, pero si este movimiento se mantiene durante los próximos cien millones de años, Europa y América se alejarán 2 539 km.

Las cosas cambian cuando las placas se encuentran. A este caso se le conoce como márgenes convergentes. En estas márgenes se forman las "zonas de subducción" cuando la placa oceánica choca con otra.

EL MOVIMIENTO DE LOS CONTINENTES 29

En las zonas de subducción, el material del fondo oceánico es empujado hacia abajo, dentro de la astenosfera, bajo la otra placa y el océano se encoge gradualmente. Se cree que esto pasa actualmente donde el piso del fondo oceánico subduce bajo la costa occidental de América del Sur. Una parte del material de la placa introducida se fundió y ascendió para producir los volcanes que formaron la Cordillera de los Andes.

En su penetración en la astenosfera, la corteza oceánica subducente arrastra componentes volátiles (principalmente agua) que rebajan el punto de fusión de los minerales circundantes. Este efecto, combinado con la elevada temperatura de la astenosfera, produce la fusión del material situado por encima y por debajo del bloque que se introduce. Los minerales fundidos resultantes, denominados en general magmas, suben hacia la superficie, llevando consigo el calor y su composición química distintiva. Dichos magmas adquieren la llamada composición alcalina como resultado de su interacción con el oxígeno y agua arrastrados por la placa descendente.

El material que se enfría y solidifica en cámaras profundas origina rocas plutónicas (en honor de Plutón, dios romano del mundo subterráneo), granito por ejemplo, que son cortadas posteriormente por diques u otras formas de cuerpos intrusivos hipabisales o de mediana profundidad que continúan su ascenso a través de la corteza. Algunos magmas llegan a la superficie y surgen en forma de volcanes.

El calor y los materiales de menor densidad que suben desde el bloque introducido alzan el borde continental suprayacente, produciendo la aparición de una cadena de montañas.

La porción de la placa litosférica subducente que no se alcanza a fundir, forma parte de la astenosfera.

Cuando chocan los continentes que se encuentran en los extremos de un océano, se unen para formar un supercontinente y se forma una cordillera en la "sutura" o "grieta" entre los continentes originales. Se cree que los Montes Urales se formaron así cuando Europa y Asia se encontraron, y los Himalayas cuando la India y Asia chocaron.

Las márgenes de fallas transformes tienen lugar cuando dos placas se friccionan al pasar una al lado de otra sin chocar. A diferencia de los límites divergentes y convergentes, no hay actividad volcánica ni aporte de material en la astenosfera o en la litosfera. Sin embargo, los terremotos son frecuentes. El mejor ejemplo es el de la falla de San Andrés, en California, la cual es el resultado del movimiento relativo entre la placa de Norteamérica y la del Pacífico. La placa Pacífico se está moviendo hacia el norte y la de Norteamérica hacia el occidente, lo que produce una zona de terremotos entre ellas.

CAPÍTULO 111 LOSMITNERALESFORMADORESDEROCAS

INTRODUCCIÓN

En Geología se define a los minerales como cualquier sólido inorgánico natural que posea una estructura interna ordenada y una composición química, por lo general definida, que puede expresarse con una fórmula. Cada uno de los casi 4 000 minerales de La Tierra está exclusivamente definido por su composición química y su estructura interna. En algunos casos la composición química es variable, pero sólo bajo ciertos límites, usualmente siguiendo una ley determinada, como en el caso de las micas y los anfíboles. En otras palabras, cada muestra del mismo mineral contiene los elementos reunidos en un modelo regular y repetitivo. El empaquetamiento ordenado de los átomos se refleja en sustancias que al solidificar se convierten en objetos de formas geométricas regulares que denominamos cristales.

Para comprender el origen de los minerales existentes y de los que continuamente se forman en la superficie y en el interior de la Tierra, es importante conocer las condiciones de su formación. Como hemos visto en los dos capítulos anteriores, la evolución geológica de nuestro planeta se caracteriza por procesos complicados que en numerosos casos se entremezclan o suceden. A grandes rasgos se pueden dividir en procesos magmáticos, sedimentarios y metamórficos.

Para entender estos procesos y la formación de los minerales que constituyen a las rocas, es necesario consultar las opiniones de diversos autores, entre los que mencionaremos a R. Duda y L. Rejl, Tarbuck y Lutgens, A. Betejtin, W. S. MacKenzie y A. E. Adams, W. T. Huang, C. Díaz Mauriño, y P. Bariand.

GENERALIDADES

La cristalización del magma andesítico y de algunos basálticos y, por consecuencia, el desarrollo de los minerales, inicia en la cámara magmática producida por la fusión en el manto del material de la placa tectónica que se introduce bajo la continental. El magma basáltico, tal como sale de la dorsal, se genera en el manto por fusión parcial de peridotitas o eclogitas y el magma riolítico se forma por fusión parcial de rocas continentales. El material fundido es empujado por las llamadas corrientes de convección a través de fracturas de la corteza continental y así empieza su viaje hacia la superficie del planeta. Si el magma es detenido en su ascenso por otras rocas más resistentes, se forman grandes receptáculos en forma de globos que se enfrían lentamente, en el transcurso de miles o millones de años (figura III.l ).


Figura ll.l. Magma (rojo) encajonado por una secuencia de rocas sedimentarias.

Durante el proceso magmático, los minerales se forman a partir de silicatos en fusión incandescentes, ricos en combinaciones de punto de fusión relativamente bajo. Durante su ascenso el magma disuelve una parte de las rocas próximas, que modifican su composición química. El enfriamiento del magma provoca la separación de fluidos y materias sólidas y la diferenciación magmática. Esto significa que los minerales más ligeros permanecen en la parte superior de la masa que se está solidificando, y que los más pesados descienden. Los primeros minerales que se diferencian, cristalizan en el magma formando cristales perfecta

mente desarrollados; los demás se adaptan después a los minerales que han cristalizado primero. En el transcurso de la diferenciación magmática aparecen rocas de composición química y

mineral diferentes, como las ultrabásicas (peridotita, picrita), ricas en MgO y FeO y pobres en Si02, formadas principalmente por olivino, piroxeno y anfibol; las básicas (gabro, basalto) contienen más Si02, Ah03 y CaO y están formadas, entre otros, por feldespato, piroxeno y anfibol. Las rocas ácidas (granito, riolita) son ricas en Si02, están enriquecidas en Na20 y K20, pero son más pobres en CaO, FeO y MgO; en general están constituidas por cuarzo, feldespato, mica y, ocasionalmente, por piroxeno y anfibol. Durante esta etapa de diferenciación puede producirse una acumulación de minerales útiles como la magnetita, ilmenita, cromita, pirrotina, platino, etcétera.

Simuladas en laboratorio las condiciones de temperatura, presión y composición de la cámara magmática, el Principio de Reacción de Bowen ilustra cómo un magma puede solidificarse para formar un solo tipo de roca o para dar origen a varios tipos de roca (figura ill.2):

Disolución rica en agua

+ Zeolita

t Cuarzo .,.._.1--------.

+Si O,

GraLo (Riolita) / '11bita +Na

Biotita ' Feldespato Potásico l

Granodiorita l / Oligoclasa

Anfiboles '\

/

(Dacita, riodacita)

1 Diorita Andesina

Piroxenos La~adorita Gabro (Andesita)

1

/ Olivino

1 '\ (Basalto)

Bytownita 1 ~.

Anorttta +Ca

Serie discontinua Serie continua

Figura ill.2. Series de reacciones de Bowen.

LOS MINERALES FORMADORES DE ROCAS 33

A medida que avanza la cristalización del magma prevalece una tendencia a que se mantenga una condición de equilibrio entre las fases sólida y líquida. Para mantener este equilibrio, los cristales de formación temprana reaccionan con el líquido y tienen ciertos cambios de composición. En el caso de las plagioclasas (anortita a albita), por ejemplo, los cristales primeramente formados son los más ricos en Ca. A medida que avanza la reacción y desciende la temperatura, los cristales se vuelven progresivamente más sódicos. Esto implica que la reacción es normalmente progresiva y que se produce una serie continua de disoluciones sólidas homogéneas. Los cambios de esta clase constituyen una serie de reacciones continua. Ciertos minerales ferromagnesianos (olivino, piroxenas, anfiboles) por otra parte, reaccionan con la masa fundida para dar un nuevo mineral con diferente estructura cristalina y distinta composición. El olivino, por ejemplo, puede transformarse en piroxeno (hiperstena) o el piroxeno en anfibol (homblenda). Tales cambios bruscos constituyen lo que se conoce como una serie de reacciones discontinua.

En la etapa final de la solidificación del magma, con frecuencia se produce la salida de silicatos en forma de cuerpos irregulares, de lentejones y vetas de aspecto granuloso, las pegmatitas, las cuales se forman en el interior de la masa magmática o en su periferia. A estas pegmatitas van unidos numerosos minerales de gran importancia económica, como los feldespatos, el cuarzo y las micas, que pueden alcanzar dimensiones considerables (foto III.l).

Foto lli.2.Cristales de berilo de la Sierra de Aconchi, Sonora, Méx.

Foto ill.l. Cristal de cuarzo (cortesia del M.en C. Juan Brandi Purata).

También se encuentran minerales de litio, concentraciones de zircón, monacita, esmeralda, zafiro, topacio, apatito, granate, berilo y muchos más (foto III.2).

A veces los minerales se desprenden directamente de los gases y vapores muy calientes. Esta etapa se llama neumatolítica, en la que se forman por ejemplo la turmalina y la wolframita (tungsteno).

34 JOSÉ MARÍA CH.ÁVEZAGUIRRE

Al principio del proceso de formación postmagmática, las disoluciones residuales del magma, enriquecidas con materias de bajo punto de fusión (boro, flúor, litio, etc.) desempeñan el papel principal. Estas disoluciones muy calientes, acompañadas de gases y vapores, se escapan por los bordes de la masa magmática y suben por las grietas de las rocas hacia la superficie. Al mismo tiempo se enfrían y originan nuevos minerales que recubren las paredes de las fracturas. Esta etapa se llama hidrotermal, en la cual puede originarse el cuarzo, la dolomita o la calcita (foto III.3). Cuando existen elementos de minerales pesados en estas disoluciones, se forman filones metalíferos.

Foto m.3.Veta de barita y cuarzo en la mina de uranio Los Amoles, Sonora, Méx.

Si los gases y las disoluciones actúan al enfriarse sobre las rocas próximas, pueden formarse minerales por metasomatismo de contacto, como la vesubianita, la andalucita, la wollastonita y el diópsido, entre otros.

Si el magma llega hasta la superficie del suelo en el transcurso de una actividad volcánica (lava) las condiciones de solidificación son muy diferentes de las que reinan en el interior de la Tierra. La lava se solidifica muy rápidamente, ya que sufre un enfriamiento brusco, un descenso de la presión y la desaparición de sustancias volátiles. Si el magma se solidifica en las proximidades de la superficie, primero cristaliza una parte en forma de protuberancia y el resto lo hace después rápidamente, formando pequeños cristales. Si llega hasta la superficie, el enfriamiento puede ser tan rápido que se forme una masa vítrea. Los gases pueden formar, en el magma que se está solidificando, cavidades que se rellenan con diferentes minerales como calcita, cuarzo o calcedonia. Del mismo modo, las emanaciones de gases en fumarolas y solfataras, dan origen a gran número de minerales, como azufre, borax y alunita. Las aguas termales brotan en forma de fuentes minerales, en especial, de agua gaseosa. A partir de esta agua se depositan minerales como el aragonito, la calcita, la calcedonia o el cinabrio.

Después de formarse, las rocas ígneas y las que las cubren son sometidas a un proceso de erosión que incluye el transporte de los minerales por el viento, el agua o el hielo. Todos los minerales de la superficie terrestre están expuestos a la influencia de la atmósfera (02, C02) y de la hidrosfera (H20), a las variaciones de temperatura o a la acción de los organismos vivos que los descomponen o los transforman en nuevos minerales. Este proceso se llama alteración. La acumulación consecutiva de minerales sanos, descompuestos o nuevamente formados, conduce a la formación de las rocas sedimentarias.

LOSAaNERALESFOR~DORESDEROCAS 35

Los minerales que resultan de la descomposición de una roca pueden ser transportados por el agua y el viento, y depositados en zonas a menudo muy alejadas de su lugar de origen; al mismo tiempo se produce una clasificación progresiva de las partículas según su tamaño y peso específico. El depósito puede suceder en los lagos y mares, a donde han llegado transportados por los cursos de agua. De esta forma se origina la arena de las playas, constituida en general por cuarzo, feldespatos, micas y otros minerales resistentes como los pesados o metálicos.

La acción del agua y los gases atmosféricos, al mismo tiempo que la erosión mecánica y la descomposición biológica, conduce a la alteración química. Los minerales se transforman o se disuelven para dar lugar a minerales secundarios, como las arcillas del grupo de la caolinita a partir de los feldespatos alcalinos, la clorita a partir de la biotita, o la sericita, calcita y epidota a partir de las plagioclasas.

Los productos de la alteración química de los minerales arrastrados hasta lagos y mares pueden, como consecuencia de otros procesos químicos, precipitar y originar nuevos minerales.

La materia viva también desempeña un papel importante en la alteración de los minerales y en la formación de nuevos. Así se produce no solamente la descomposición de los minerales en la superficie bajo la influencia de las raíces de los vegetales, sino también el acomodo y descomposición de los restos animales o vegetales con producción de fosfatos, resinas fósiles, turba o carbón.

Después de su formación, los minerales se modifican bajo la influencia de condiciones intemas o externas. Estas modificaciones pueden producirse, por ejemplo, en los sedimentos por deshidratación de óxidos, carbonización o silicificación de restos orgánicos. El conjunto de estas transformaciones se conoce con el nombre de diagénesis y se produce en condiciones de baja temperatura, sin sobrepasar los 200 o 300 °C. Otras modificaciones más profundas tienen lugar bajo la acción de condiciones fisico-químicas en las profundidades de la corteza. Son principalmente las rocas sedimentarias las que sufren estos cambios bajo la acción de temperaturas y presiones elevadas y de reacciones químicas.

Algunos sedimentos se forman principalmente de animales y plantas que vivieron en ríos, estuarios o deltas, a lo largo de las líneas de costa y en el mar. Las calizas conchíferas y coralígenas y el carbón están compuestas de tales restos. Los sedimentos también pueden ser formados por la evaporación del agua y la precipitación de los minerales solubles. Cuando el agua marina se evapora, sus componentes precipitan valiosos depósitos químicos como el cloruro de sodio (sal de roca, sal gema o halita). Las propiedades químicas del agua marina se deben a la materia disuelta que proporcionan las dorsales y sus erupciones volcánicas submarinas, así como a los aportes de los ríos y a la presencia de organismos marinos y sedimentos.

Los componentes de los sedimentos se endurecen en rocas sedimentarias como arenisca, caliza y lutita por cambios que comienzan inmediatamente después que el sedimento es depositado. El agua que percola a través de los vacíos o poros entre las partículas de sedimento acarrea materia mineral que cubre los granos y actúa como cemento que los une. Este proceso se conoce como cementación. La conversión de un sedimento lodoso en roca se logra al ser presionadas las partículas de limo y arcilla por el peso de los sedimentos sobreyacentes, el agua intersticial es expulsada y la materia mineral precipitada en la retícula microscópica de los poros. En el curso del tiempo el lodo se transformará en una masa coherente de arcilla, la lodolita o lutita, mecanismo que recibe el nombre de compactación. El término general diagénesis se utiliza para indicar los fenómenos mencionados, los cuales convierten los sedimentos en rocas sedimentarias. Los


procesos diagenéticos incluyen no sólo la cementación y la compactación, sino también la solución y redepositación del material para producir rocas estratificadas extremadamente fuertes o débiles. Metamorfismo es un término empleado para indicar la transformación de las rocas en nuevos tipos, por la recristalización de sus constituyentes; el término se deriva del griego meta que significa cambio y morfa forma.

Las tres fuerzas motivadoras del metamorfismo son el calor, la presión y los fluidos o gases químicamente activos. La temperatura se incrementa al aumentar la profundidad en la Tierra. Evidentemente, a una profundidad de unos cuantos kilómetros en regiones de actividad ígnea, la temperatura es tan elevada que las rocas estables en la superficie pueden ser cambiadas considerablemente por el calor que puede ser producido por fricción, cuando dos masas de roca son empujadas una sobre la otra. La mejor evidencia de la presión es la carga sobre rocas que están profundamente asentadas dentro de la corteza, se le llama presión de confinamiento o presión hidrostática, conduce a cambio de volumen y da por resultado la formación de una trama granular. La presión tiende a favorecer el desarrollo de minerales más densos y anhidros. Así, el silicato de aluminio producido por metamorfismo a gran profundidad es la cianita; la misma sustancia desarrollada por metamorfismo en los contactos ígneos a profundidades moderadas es la andalucita, que es menos densa. Los minerales como la hiperstena y la omfacita, se desarrollan característicamente a gran profundidad. La combinación del piroxeno omfacita y el granate da lugar a las eclogitas, rocas típicas del manto. Otro polimorfo de AhShOs es la sillimanita.

Los fluidos y gases químicamente activos que se percolan a través de la red intergranular de una roca desempeñan un papel importante en el metamorfismo. El agua es el fluido activo principal, ayudada por el bióxido de carbono, los ácidos bórico, clorhídrico y fluorhídrico, el dióxido de azufre y otras emanaciones de los plutones magmáticos. Actúan como catalizadores o disolventes y facilitan la reacción quimica y el ajuste mecánico.

Las fuentes principales de agua que contribuyen a los procesos metamórficos son: 1) el agua meteórica o congénita que se encuentra en los poros de los sedimentos; 2) el agua combinada en los minerales hidratados, y 3) el agua juvenil que se eleva de un cuerpo ígneo.

La roca original puede ser ígnea, sedimentaria u otra que ya ha sido metamorfoseada. El calor · y la presión imparten energía a las rocas, la suficiente para movilizar los constituyentes de los minerales cuya composición y red cristalina están en equilibrio con las condiciones existentes. Los minerales metamórficos crecen en la roca sólida y su desarrollo es ayudado por solventes, especialmente agua expelida de los poros restantes y de la deshidratación de los minerales arcillosos.

Los cambios más grandes en las rocas se producen en los casos del metamorfismo regional y del metamorfismo de contacto cuando, debido a los desplazamientos tectónicos, zonas de la corteza continental pueden verse sometidas a temperaturas y presiones muy elevadas. En estos casos cambia sustancialmente la composición mineral y química de las rocas, así como su aspecto y propiedades. Las combinaciones constituidas en condiciones exógenas y ricas en agua se convierten en combinaciones anhidras o pobres en agua (por ejemplo, el ópalo se transmuta en cuarzo; la limonita, en hematita o magnetita, y así sucesivamente). Al mismo tiempo se produce la recristalización de la sustancia (por ejemplo, la caliza biógena se convierte en mármol, perdiendo las propiedades estructurales anteriores). En muchas rocas, incluidas las eruptivas, se produce un total reagrupamiento de los componentes con formación de nuevos minerales.

LOSMaNERALESFO~DORESDEROCAS 37

Existe un metamorfismo de contacto que afecta a las rocas próximas a las ígneas, y un metamorfismo regional que actúa sobre grandes superficies. El grado de modificación da origen a minerales diferentes, como el granate, el diópsido, la wollastonita y a rocas con características que las clistinguen de las ígneas y sedimentarias, como la foliación en el esquisto y el gneis.

ESTRUCTURA, SISTEMAS CRISTALINOS Y PROPIEDADES DE LOS MINERALES

Estructura

Un mineral está compuesto por una disposición ordenada de átomos químicamente unidos para formar una estructura cristalina concreta.

La disposición atómica interna de los compuestos formados por iones viene determinada en parte por la carga y sobre todo por el tamafto de estos últimos. Para formar compuestos estables, cada partícula de carga positiva o protón se rodea por el mayor número de iones negativos o electrones que pueden acomodarse para mantener la neutralidad eléctrica general, y viceversa. Por ejemplo, en la halita (sal) los iones sodio y cloro se empaquetan para formar una estructura interna de forma cúbica. Como ésta, todas las muestras de un mineral concreto contienen los mismos elementos, reunidos en la misma disposición ordenada.

Sin embargo, algunos elementos son capaces de reunirse en más de una forma: dos minerales con propiedades totalmente diferentes pueden tener exactamente la misma composición química. A estos minerales se les dice polimorfos (muchas formas). El grafito y el diamante constituyen un buen ejemplo porque consisten exclusivamente de carbono, pero tienen propiedades drásticamente diferentes. El grafito es un material gris y blando del cual se fabrica la mina de los lápices y lapiceros, mientras que el diamante es el mineral más duro conocido. Las diferencias entre estos minerales pueden atribuirse a las condiciones bajo las cuales se formaron. Los diamantes se forman a profundidades de alrededor de 200 km, donde las presiones extremas producen una estructura compacta. En cambio el grafito consiste en láminas de átomos de carbono muy espaciados y débilmente unidos. Dado que esas láminas de carbono se deslizan fácilmente

una sobre otra, el grafito constituye un excelente lubricante.

Foto ID.4. Cristales de calcita celular que dan el efecto conocido como " flor del desierto", Chihuahua, Méx.


Otros dos minerales con composiciones químicas idénticas (CaC03), pero diferentes formas cristalinas, son la calcita y la aragonita (foto ID.4). La primera se forma a través de procesos bioquímicos y es el principal constituyente de la caliza. La segunda se deposita en manantiales termales y es también un importante constituyente de las perlas y caparazones de algunos orga-. . msmos mannos.

Sistemas Cristalinos

Los cristales de cada mineral presentan un aspecto propio que responde a su estructura interna; ésta depende de la disposición de los átomos, los iones y las moléculas agrupadas en la red cristalina, y del empaquetamiento de estas unidades estructurales. Según la disposición de los átomos, iones y moléculas, se distingue un gran número de redes cristalinas, desde las más simples (balita) hasta las más complejas. La organización interna del cristal se manifiesta en su forma exterior donde se observan aristas, ángulos y planos de diversos tamaños. Los ángulos entre pares de caras equivalentes son constantes, independientemente del tamaño del cristal.

Los planos que limitan el cristal pueden ser simétricos respecto a un punto, una recta o un plano. Éstos son los elementos de simetría del cristal:

a) El plano de simetría: el cristal queda dividido en mitades concordantes y simétricas.

b) El eje de simetría: recta alrededor de la cual es posible hacer girar un cristal, de forma que después de la rotación de un ángulo dado aparezca en una posición semejante a la inicial.

e) El centro de simetría: es un punto que divide todas las direcciones que pasan por él, definidas por planos, rectas o ángulos.

La combinación de los elementos anteriores da 32 clases de simetría, en las que se pueden incluir todos los cristales. En cada clase se encuentran cristales de igual simetría geométrica y fisica. De acuerdo con ciertos caracteres comunes o parecidos, se pueden reunir estas 32 clases en 7 grandes grupos que son los sistemas cristalinos (figura III.3).

La característica común de los sistemas cristalinos es el eje de coordenadas tridimensionales, que permite determinar con precisión la posición de cada cara cristalina.

El sistema triclínico es el que comprende menor número de elementos de simetría, y el sistema cúbico el que presenta mayor número.

Cada sistema cristalino se caracteriza por ciertas formas fundamentales. Por ejemplo, para los minerales que cristalizan en los sistemas triclínico, monoclínico o romboédrico, las formas características resultan de una combinación de planos, prismas o pirámides. Los del sistema triclínico presentan a menudo la forma de un romboedro. Los del sistema cúbico están caracterizados por tetraedros, octaedros, hexaedros o combinaciones entre ellos.

LOSMUNERALES FORMUDORESDEROCAS 39

Sistema cristalino Intersección

Parámetros {número de

de los ejes fundamentales Algunas formas cristalinas caracterls"ticas

divisiones! y ángulos

+ @ triclfnico • b a*b*c o ~ @ ~ r

(21 "'*13*-r* so•

albita d ist en a c alc antita s asso lita rodonita

t a *b""c 1 © g ~ ~ monoclínico a = -y- 9 0°

r (31

13* 90 °

yeso rejalgar m e lan'terit_a a ugita ortos a

ortorrómbic o + a*b*c @ © (]) [J ~ 131 cr=l3= -y= 9 0°

azufre c e rusita otivino enstatita baritina

+ @ 0 fJ tetragonal a = b *c © ro a

171 ex= 13= -y= 9 0 •

rutilo zircón calcopirita escapolita apofilita

+ m [ffiJ a1 = a 2 = a 3 .,.ec ro GJ ~ hexagonal a = 13- 9o• . •. (71

'Y - 12 0°

berilo apat ito vanadinita nefelina p irrotina

·~ .. a 1 e::. a2 =a3 o eJ GJ ~ (] romboédrico a-¡ ~ oc2=

(51 = oc,..,9o•

c a lcita c inabrio cuarzo aragonit o turmalina

cúbic o + a=b= c c:o 47 ® @~ . (51 oc=/3=~90 °

galena magnetita pirita almandino tetraedri"ta

Figura ID.3. Sistemas Cristalinos (R. Duda y L. Rejl, Gran Enciclopedia de los Minerales, 1991).

40 JOSÉ MARÍA CHAVEZAGUIRRE

Propiedades

Dureza

Desde el punto de vista físico, la dureza de los minerales no está definida con precisión, sino que es un conjunto de propiedades basadas en la cohesión de los minerales. En gran medida depende de la exfoliación, pues la dureza es menor en un sentido paralelo al plano de exfoliación. En esto desempeña un papel importante la separación entre las partículas estructurales y el radio de los átomos o iones. Los minerales con átomos pequeños o formados por iones, son los más duros.

Se considera la dureza de un mineral como la resistencia que ofrece a la penetración de otro cuerpo. En la práctica mineralógica se utilizan escalas de dureza relativas, representadas por determinados minerales. La más común es la escala del mineralogista australiano Mohs que data de 1822, abarca diez grados y está compuesta únicamente por minerales de raya blanca; se trata de diez tipos de minerales, ordenados según la diferente oposición que ejercían a ser rayados por un objeto punzante y que además, cada uno raya al que le precede en número (tabla III.l).

Dureza Mineral

1 Talco

2 Yeso

3 Calcita

4 Fluorita

5 Apatito

6 Ortos a

7 Cuarzo

8 Topacio

9 Corindón

10 Diamante

Tabla 111.1. Escala de Mohs de dureza de los minerales.

Para una determinación aproximada, se utiliza la uña hasta dureza 2 (los minerales de dureza próxima a 1 son grasos al tacto), una moneda de cobre hasta dureza 3, un cuchillo hasta dureza 5 y una buena lima hasta 7. Los minerales de dureza igual o superior a 6 rayan el vidrio.

Los minerales que forman agregados, o los minerales oxidados suelen tener una dureza sensiblemente menor que una muestra cristalizada. Por ejemplo, la bematita, de dureza 6, tiene una dureza menor si es fibrosa o terrosa.


Color

El color forma parte de los caracteres determinativos más importantes, pero no siempre es absolutamente fiable. Un determinado número de minerales presentan, de hecho, tonos e incluso colores muy diferentes. La fluorita puede ser incolora, blanca, azul, verde, amarilla, violeta, etc. En algunos minerales estas diferencias de color determinan variedades diferentes; por ejemplo el cuarzo, el cristal de roca, la amatista (foto III.S), el cuarzo ahumado, etc. En muchos minerales el color es típico y ha determinado su nombre; por ejemplo: clorita (verde), azurita (azul cielo), albita (blanca). El color de algunos minerales ha pasado a simbolizar ciertos tonos; por ejemplo: verde malaquita, verde esmeralda, azul turquesa.

Foto ill.S. Cristales de cuarzo variedad amatista, Chihuahua, Méx.

En contacto con el aire, algunos minerales se recubren de una película que puede alterar por completo el color natural. Los minerales que contienen plata se vuelven de color negro al ser expuestos a la luz (plata, proustita, pirargirita, acantita).

Raya

La raya de los minerales es un excelente carácter de identificación para distinguir los coloreados de los alocromáticos (color resultante de la presencia de átomos de un elemento traza dentro del mineral, y que aparece en variedades de cuarzo, balita, berilo o turmalina; o puede provenir de la presencia de centros coloreados producidos por un defecto en la estructura cristalina, como en el cuarzo ahumado, amatista, fluorita o diamante).

Algunos minerales han sido bautizados atendiendo al color de su raya, por ejemplo la hematita rojo sangre, la crocoíta azafrán. La raya puede obtenerse rayando el mineral con un objeto de acero.

El color de la raya variará sensiblemente según se examinen ciertos minerales en forma cristalina o masiva.

Transparencia

Es la propiedad que tienen los minerales de dejar pasar la luz, como es el caso frecuente de las piedras preciosas. Según el grado de transparencia se distinguen los minerales: transparentes (se puede leer lo escrito incluso a través de un grueso fragmento de mineral, ejemplo: calcita, cristal


de roca, topacio, diamante) (foto Ill.6); semitransparentes (la escritura leída a través del mineral no es clara, ejemplo: cuarzo rosa, la mayoría de las esmeraldas); Translúcidos (el mineral es atravesado por la luz incluso bajo un gran espesor, ejemplo: azufre, oropimento, cuarzo lechoso), y opacos (el mineral no deja pasar la luz, ejemplo: magnetita, pirita) (foto m. 7).

Foto ID.6. Cristal transparente de yeso; se observa con Foto m.7. Cristal cúbico de pirita con intercreciun poco de esfuerzo la moneda atrás del mineral. Chi- mientos de otros cristales, Sonora, Méx. huahua, Méx.

Existen distintos grados de transparencia, que pueden variar incluso dentro de las diversas variedades de minerales.

Brillo

El brillo es la propiedad que tiene el mineral de reflejar la luz. Depende de numerosos factores, entre ellos el índice de refracción, la dispersión cromática, la absorción de la luz y las características de la superficie estudiada (lisa o rugosa). El brillo de un mineral aumenta proporcionalmente con el índice de refracción, disminuye con la absorción de la luz y la rugosidad de la superficie y no depende del color.

Se distinguen varias clases de brillo:

Metálico: es el brillo más intenso, característico de los minerales no transparentes u opacos, como la galena, la calcopirita o la magnetita.

Semimetálico: es el de los minerales transparentes o semitransparentes, como el cinabrio y la cuprita.


Adamantino: es el brillo que presentan los minerales transparentes y translúcidos, resultando de la refracción total de la luz: cerusita, circón, diamante.

Vítreo: recuerda al del cristal, es característico de los minerales transparentes y translúcidos corno fluorita, cuarzo y corindón.

Graso: es como el brillo de una capa de aceite: ópalo y cordierita.

Nacarado: típico de los minerales transparentes o semitransparentes con una buena exfoliación en hojas o láminas: yeso, estilbita (foto ill.8).

Sedoso: característico de los minerales fibrosos como el asbesto o la crocidolita.

Mate: es el brillo más débil y se presenta en los minerales de apariencia terrosa corno en la caolinita o en la pirolusita.

Exfoliación o crucero "cleavage"

Foto m. 8. Cristales de yeso en láminas nacaradas,Méx.

Es la propiedad que tiene un mineral de partirse según direcciones preferenciales y, junto con la dureza, la exfoliación forma parte del conjunto de caracteres que determinan la cohesión de un mineral. Depende de la estructura interna del cristal y es constante para cada mineral. Los planos de exfoliación están orientados en el sentido de la menor cohesión, es decir, en el sentido de las uniones más débiles entre cada unidad de la estructura cristalina. En algunos minerales, la calidad de todos los planos de exfoliación es la misma (balita, calcita), mientras que en otros, es distinta, lo que significa que el mineral se exfolia más fácilmente según ciertos planos (aragonito).


En la práctica, se distinguen los siguientes grados de exfoliación:

Excelente: el mineral se exfolia en fmas láminas en un sentido (grafito, yeso, clorita, muscovita).

Perfecta: el mineral se exfolia en formas regulares delimitadas por los planos de exfoliación ( cubos: galena, halita; romboedros: calcita). Buena: los planos de exfoliación son menos visibles y no siempre son perfectamente rectos (feldespato, anfibol, piroxeno ).

Imperfecta: la exfoliación no es neta; los planos de separación presentan en general una superficie irregular (azufre, apatito, casiterita).

Muy imperfecta: no existe exfoliación y, más bien, en estos minerales se suele observar fractura. Se habla de fractura concoidea (ópalo, cuarzo), desigual (arsenopirita, pirita), rugosa (plata, oro, acantita), desmenuzable (nefrita, granate), terrosa (aluminita, caolinita).

Otros caracteres de cohesión

Algunos minerales presentan además otros caracteres de cohesión. Se habla, por ejemplo, de minerales maleables que pueden ser conformados en hojas por percusión (cobre, oro), blandos, que pueden reducirse a polvo (aluminita, talco) y desmenuzables, que dan pequeños fragmentos (pirita, cuarzo). Las finas láminas de mica, que pueden curvarse y recuperan su forma cuando la presión ha cesado, forman parte de los minerales elásticos (foto Ill.9).

Foto m.9. Láminas de mica (biotita) curvadas en respuesta a la presión a que fue sometido el cristal, Chihuahua, Méx.

Otros minerales, por ejemplo el yeso, la clorita o los minerales maleables, no recobran su forma después de haber sufrido una deformación, son minerales flexibles.

Morfología

La morfología estudia la forma de los minerales. Según los limites de las formas cristalinas se distinguen:

..


Cristales idiomorfos (euedreles o automorfos): prácticamente limitados por caras cristalinas, es decir sus límites exteriores son sus propias caras.

Cristales hipidiomorfos (subedrales o subautomorfos): con caras cristalinas visibles. Cuando sus formas cristalinas no se han desarrollado por completo y sus límites exteriores son parcialmente sus caras.

Cristales xenomorfos (anedrales): deformados; debido a la falta de espacio durante el crecimiento del cristal no poseen formas propias, o sea que sus límites exteriores no son sus propias caras.

Solubilidad

Muchos minerales son solubles en agua o ácidos. Por ejemplo, la balita y la calcantita se disuelven rápidamente en agua, mientras que otros lo hacen más lentamente; pero la mayoría es insoluble en agua.

Algunos minerales se disuelven en ácidos, como es el caso de la calcita, que se disuelve con efervescencia en ácido clorhídrico diluido en agua y a temperatura ambiente.

Densidad

Para determinar un mineral es muy importante conocer su densidad, que depende de su composición química y de la masa atómica, tamaño y disposición de las moléculas, y en el caso de los cristales, de su estructura cristalina.

La mayoría de los minerales tienen una densidad de 2 a 4.

Luminiscencia

Algunos minerales son luminiscentes. La luminiscencia es la transformación de ciertos tipos de energía (mecánica, química, térmica o de radiaciones invisibles) en energía luminosa.

Se habla de fluorescencia cuando la luminiscencia sólo dura el tiempo de exposición a las radiaciones (algunas fluoritas, scheelita, sodalita); si la luminiscencia se prolonga después de la exposición, se habla de fosforescencia (estroncianita, diamante).

Magnetismo

El magnetismo activo prácticamente se manifiesta sólo en la magnetita, pero se puede observar en menor medida en la pirrotina, la hematita y la wolframita. Sin embargo, un imán potente puede atraer a un gran número de minerales que contengan Fe, Mn y Ni.

Conductividad Eléctrica

En ciertos casos, la conductividad eléctrica puede ayudar a identificar algunos minerales. Es fácil distinguir los conductores de los no conductores, utilizando una placa de zinc sumergida en una

46 JOSÉ MARÍA CHAVEZAGVIRRE

solución de vitriolo azul, sobre la cual se deposita la muestra a estudiar. En los minerales que son buenos conductores se forma una delgada capa de Cu en el punto de contacto de la placa con el mineral.

Radiactividad

Los minerales que contienen uranio, torio o radio, como la torbernita (foto liT. lO) o la uraninita, se caracterizan por poseer propiedades radiactivas. Emiten una radiación invisible (rayos alfa, beta ó gamma), al tiempo que se forman progresivamente isótopos.

Propiedades Ópticas

Las radiaciones actúan sobre las placas fotográficas y las sustancias luminiscentes y se miden con un contador Geiger-Muller.

Foto ill.lO. Cristal de Torbernita, Musonoi, Katanga.

Para la determinación de un mineral se pueden utilizar, aparte del brillo, la transparencia y el color, otras propiedades ópticas como el índice de refracción y la isotropía o anisotropía ópticas.

Para estudiar estas propiedades se utiliza el microscopio de polarización o petrográfico, del cual hablaremos extensamente en la parte dedicada al Laboratorio de Geotecnia.

LOS SILICATOS

De la cantidad de minerales mencionada al principio de este capítulo ( 4 000), sólo una docena son abundantes y constituyen la mayor parte de las rocas de la corteza terrestre, por lo que se denominan minerales formadores de rocas. También es interesante observar que sólo ocho elemen-


tos químicos constituyen la mayor parte de esos minerales y representan más del 98% del peso de la corteza continental.

Los dos elementos más abundantes son el silicio y el oxígeno, que se combinan para formar la estructura del grupo mineral más común, los silicatos; el siguiente grupo mineral más frecuente es el de los carbonatos, de los cuales la calcita es e l miembro más destacado. Otros minerales comunes formadores de roca son el yeso y la balita.

Los silicatos tienen como componente básico el ion silicato (Si04 4-). De ellos los feldespatos son los minerales más abundantes con esta composición y comprenden más del 50% de la corteza terrestre; el cuarzo es el segundo mineral más abundante de la corteza continental y está compuesto por sílice y oxígeno, como también es el caso de la tridimita, cristobalita, coesita, calcedonia y estishovita que tienen como fórmula Si02.

Cada grupo mineral tiene una estructura de silicato concreta y existe una relación entre la estructura interna de un mineral y la exfoliación que exhibe. Dado que los enlaces sílice-oxígeno son fuertes , los silicatos tienden a exfoliarse entre las estructuras sílice-oxígeno más que dentro de ellas. Por ejemplo, las micas tienen una estructura laminar y, por lo tanto, tienden a exfoliarse en placas planas. El cuarzo, que tiene enlaces sílice-oxígeno de igual fuerza en todas las direcciones, no tiene exfoliación, pero en cambio, se fractura.

La mayoría de los silicatos se forman (cristalizan) conforme la roca fundida se va enfriando. Este enfriamiento puede producirse en la superficie terrestre, cerca de ella (temperatura y presión bajas) o a grandes profundidades (temperatura y presión elevadas). El ambiente durante la cristalización y la composición química de la roca fundida determinan en gran medida qué minerales se producen. Por ejemplo, el silicato olivino cristaliza a temperaturas elevadas, mientras que el cuarzo cristaliza a temperaturas mucho más bajas.

Cada silicato tiene una estructura y una composición química que indican las condiciones bajo las cuales se formó.

Existen dos grupos principales de silicatos en función de su composición química:

Silicatos ferromagnesianos (oscuros). Son los minerales que contienen iones de hierro o magnesio, o ambos, en su estructura. Debido a su contenido en hierro, tienen color oscuro y alto peso específico, entre 3,2 y 3,6. Los más comunes son el olivino, los piroxenas, los anfiboles, la mica negra y el granate.

El olivino es una familia de silicatos de temperatura elevada cuyo color oscila entre el negro y el verde oliva, con brillo vítreo y fractura concoide. Forma normalmente cristales pequeños y redondeados que dan un aspecto granular a las rocas que constituye. Está compuesto por una mezcla de iones de hierro y magnesio colocados de manera que permiten la unión de los átomos de oxígeno con los de magnesio. No posee exfoliación.

Los piroxenos son un grupo de minerales complejos que se consideran componentes importantes del manto terrestre. El miembro más común, la augita, es un mineral negro y opaco con dos direcciones de exfoliación que se encuentran a un ángulo de casi 90°. Su estructura cristalina consiste en cadenas simples de tetraedros ligados por iones de hierro y magnesio. Es uno de los minerales dominantes en el basalto, una roca ígnea común de la corteza oceánica y de las áreas volcánicas de los continentes.


Los anfiboles comprenden un grupo químicamente complejo, del cual la hornblenda es el mineral más frecuente, suele tener color verde oscuro a negro y, excepto por sus ángulos de exfoliación, que son de alrededor de 60° y 120°, es muy similar en aspecto a la augita. Generalmente forma cristales alargados. Se encuentra sobre todo en las rocas continentales, donde a menudo constituye la porción oscura de una roca clara.

Las micas están representadas entre los ferromagnesianos por la biotita como miembro de color negro (foto Ill.ll). Posee una estructura laminar que produce una excelente exfoliación en una dirección. Es común en las rocas ígneas continentales, como el granito.

El granate es similar al olivino, tiene brillo vítreo, carece de exfoliación y posee fractura concoide. Aunque sus colores son variados, el más frecuente oscila entre el marrón y el rojo oscuro. Se encuentra principalmente en las rocas metamórficas.

Foto ll.ll. Estructura laminar en biotita, Chihuahua, Méx.

Silicatos no ferromagnesianos (claros). Tienen generalmente color claro y peso específico de alrededor de 2,7, que es considerablemente inferior al de los ferromagnesianos; estas diferencias se atribuyen sobre todo a la presencia o ausencia de hierro y magnesio. Contienen cantidades variables de aluminio, potasio, calcio y sodio, más que hierro y magnesio.

La muscovita es un miembro común de la familia de las micas; su color es claro y tiene brillo perlado, con una excelente exfoliación en una dirección.

Los feldespatos constituyen el grupo de minerales más común, pueden formarse en un intervalo muy amplio de temperaturas y presiones, lo que explica en parte su abundancia. Tienen dos planos de exfoliación que se encuentran a cerca de 90°; son relativamente duros (6 en la escala de Mohs) y tienen un brillo que oscila entre vítreo y aperlado. Pueden identificarse por su forma


rectangular y sus caras muy lisas. Su estructura es una red tridimensional formada cuando átomos de sílice comparten átomos de oxígeno. Entre una cuarta parte y la mitad de los átomos de sílice son sustituidos por átomos de aluminio, con la inclusión de iones de potasio, sodio y calcio.

Existen dos estructuras diferentes de feldespatos:

Los feldespatos potásicos o alcalinos que contienen iones potasio y cuyos representantes son: ortoclasa, anortoclasa, sanidina y microclina, y los feldespatos calco-sódicos o plagioclasas, que contienen iones sodio y calcio y están representados por: albita, oligoclasa, andesina, labradorita, bitownita y anortita (foto m.l2).

El cuarzo es el mineral más abundante de los silicatos no ferromagnesianos formado completamente por sílice y oxígeno (SiOz). Es transparente y si solidifica sin interferencia forma cristales hexagonales con extremos de forma piramidal (foto III.13).

Foto m .t3. Cristales hexagonales de cuarzo con extremos de forma piramidal. Chihuahua, Méx.

Los primeros suelen ser de color crema claro a rosa salmón, mientras que en los segundos el color oscila entre blanco y grisáceo.

Foto ID.12. Cristales de plagioclasa sódica (andesina) en un pórfido andesítico. Mascota, Jalisco, Méx.


Sin embargo, suele estar coloreado por la inclusión de diversos iones (impurezas) y se forma sin desarrollar buenas caras cristalinas. Las variedades más comunes son el cuarzo lechoso (blanco), el ahumado (gris), el rosa (rosa), la amatista (púrpura) y el cristal de roca (transparente).

Arcilla es un término utilizado para describir una variedad de minerales complejos que, como las micas, tienen estructura laminar. Suelen ser de grano muy fino y sólo pueden verse al microscopio en forma general; la variedad a que pertenecen se identifica mediante análisis térmico diferencial o por difracción de rayos x. La mayoría son producto de la alteración de otros silicatos y constituyen por lo tanto un gran porcentaje del material superficial denominado suelo.

Uno de los minerales de arcilla más comunes es la caolinita, que se utiliza en la fabricación de porcelana y en la producción de papel satinado. Algunos de estos minerales absorben grandes cantidades de agua, lo que les permite hincharse hasta varias veces su tamaño normal. Otras arcillas pertenecen a los grupos de la i/lita y la montmorillonita.

MINERALES NO SILICATADOS

Los carbonatos son estructuralmente mucho más sencillos que los silicatos. Este grupo mineral está compuesto por el ion carbonato (COl") y una o más clases de iones positivos. Los dos minerales más comunes son la calcita, CaC03 (carbonato de calcio) (foto lli.l4) y la dolomita, CaMg(C03h (carbonato de calcio y magnesio) (foto III.15).

Foto ffi.lS. Fotomicrografía de cristales romboédricos de dolomita en caliza dolomitica de la Formación El Doctor del Cretácico Medio. Río Moctezuma, Zimapan, Hidalgo, Méx.

Foto lli.l4. Cristal cúbico de calcita; a sus costados calcita variedad "diente de perro". Zimapan, Hidalgo, Méx.


Los dos tienen brillo vítreo, dureza entre 3 y 4 y exfoliación romboédrica casi perfecta y pueden distinguirse utilizando ácido clorhídrico diluido.

La calcita reacciona vigorosamente al contacto con este ácido, mientras que la dolomita lo hace muy lentamente. Ambos minerales suelen encontrarse juntos como constituyentes principales de las rocas sedimentarias caliza y dolomía. Cuando el mineral dominante es la calcita, la roca se denomina caliza, mientras que la dolomía resulta de un predominio de dolomita. La caliza es el principal ingrediente del cemento.

Otros dos minerales no silicatados que se encuentran con frecuencia en las rocas sedimentarias son la ha/ita y el yeso, los cuales son el último vestigio de mares antiguos que se evaporaron hace tiempo y a veces constituyen recursos no metálicos importantes. La halita es el nombre mineral para la sal común (NaCI); el yeso, sulfato cálcico hidratado (CaS04· 2H20), es el mineral del que se componen algunos materiales de construcción (foto III.16).

Foto lli.16. Cristal de yeso. Sonora, Méx.

CLASIFICACIÓN DE LA ROCA SEGÚN SU CONTENIDO MINERALÓGICO

Es conveniente distinguir entre los minerales que son constituyentes esenciales de la roca y cuya presencia es necesaria para dar nombre a la misma y otros que son accesorios; estos últimos comúnmente se encuentran en pequeñas cantidades y su presencia o ausencia no influye en el nombre de la roca. Los secundarios son aquellos que resultan de la descomposición de los primeros minerales, generalmente estimulada por la acción del agua, con la adición o sustracción de otro material y con la formación de subproductos del mineral original.

En una roca ígnea los minerales esenciales son el cuarzo, los feldespatos potásicos y las plagioclasas, su presencia o ausencia le dará el nombre a la roca: granito, andesita, gabro, basalto, etcétera.

Los minerales accesorios aparecen como pequeños cristales y en cantidades limitadas. Ocasionalmente pueden desarrollarse para formar cristales grandes y en ciertos casos pueden estar concentrados como para formar un constituyente principal en la roca. Entre ellos incluimos a los ferromagnesianos y a los metálicos, como la magnetita, la pirita, el oro, la plata, etc. Su presencia dará el apellido a la roca: granito de biotita, andesita de augita, gabro de hiperstena, basalto de olivino, etcétera.


Con algunas excepciones como las del cuarzo y sus variedades, los minerales secundarios tienen poca resistencia mecánica y pequeños ángulos de fricción. Su presencia en las fracturas puede reducir en forma importante la resistencia de una masa de roca. Entre éstos se debe considerar a la clorita, la serpentina, el talco, las arcillas como el caolín, la epidota y las zeolitas. Su existencia no afecta la clasificación de la roca, pero si da una idea de sus características internas, de su comportamiento ante la aplicación de esfuerzos o de su permeabilidad.

INTRODUCCIÓN

CAPÍTULO IV CLASIFICACIÓN DE LAS ROCAS

Conocer los diversos tipos de rocas es de gran importancia, pues ellas constituyen los cimientos de las construcciones. Sus características, como permeabilidad, porosidad, resistencia al esfuerzo y a la erosión, dependen de su composición y arreglo mineralógico. Cada tipo de roca tiene un comportamiento diferente en respuesta a las presiones a que se le somete; probablemente una roca ígnea sea más resistente que una sedimentaria, pero no necesariamente, pues depende del grado de alteración que contenga y de la preservación y unión de sus cristales. Una roca ígnea es en general cristalina, pero debido a los fenómenos que la originan es susceptible de sufrir modificaciones en su estructura interna que la pueden debilitar. Una roca metamórfica puede tener una gran capacidad de carga, ya que las deformaciones causadas en la roca original por excesos en la aplicación de temperatura y presión, hacen que los minerales se alarguen y entrelacen, lo que produce una roca sumamente resistente.

Para comprender el efecto que causan fenómenos ajenos a la formación de las rocas, primero debemos conocerlas y diferenciarlas entre sí. Tomaremos como base las propuestas de M. Vera, R. E. Hunt, A. C. Tennissen y L. Cepeda.

GENERALIDADES

Roca. Material de la corteza terrestre, independientemente de sus propiedades e incluso de su estado físico, compuesto por uno o más minerales o mineraloides como el vidrio fuertemente unidos, alterado por intemperismo pero que conserva aún la presencia de sus minerales esenciales y su fábrica. Puede ser materia maleable y plástica como las lutitas o bien puede estar suelta como las arenas o compacta como los granitos sin alterar.

Para fines de obras de ingeniería se considera a las rocas como homogéneas, aunque están constituidas por minerales y cada mineral posee características físicas y químicas propias. Por tanto, serán heterogéneas en detalle.

En todo estudio de Geotecnia ocupan un papel prioritario los conocimientos de Geología aplicados a la Mecánica de Rocas, puesto que existen diversos factores que pueden influir en el comportamiento de ellas, como son:


a) Origen de las rocas. Una masa rocosa tendrá diferente comportamiento fisico-químico de acuerdo a la temperatura y presión a la que haya sido originada.

b) Emplazamiento de las rocas. La profundidad relativa en la que esté ubicado el cuerpo rocoso, así como la manera en que llegó a situarse en el lugar en que se encuentra, influirán en sus propiedades originales.

e) Deformación y alteración de las rocas. Son los cambios producidos por algún evento geológico posterior a la formación y emplazamiento de las rocas, lo que dará lugar a una modificación en sus características iniciales.

El punto de vista geológico debe tornarse en cuenta con el mismo interés que una prueba mecánica de laboratorio, ya que la respuesta que ofrecerá una roca a esos ensayos dependerá directamente de los procesos geológicos por los que haya atravesado. Un experimento mecánico aislado tendrá diferentes resultados a aquel efectuado en el ambiente geológico propio de la masa rocosa en estudio. De acuerdo con lo anterior, un especialista en mecánica de rocas será aquel que tenga la suficiente habilidad para interrelacionar las hipótesis geológicas con las teorías mecánicas.

Las ramas de la Geología que estudian a las rocas con mayor intensidad son:

La Petrología que "es la ciencia que se ocupa de las rocas formadas por conjuntos minerales defmidos y constituyen la mayor parte de la Tierra. Trata del modo de ocurrencia, la composición, la clasificación y el origen de las rocas, así como de sus relaciones con los procesos e historia geológicos".

La Petrogénesis, que se ocupa del origen de las rocas, y la Petrogra.fia que "pone énfasis en la parte puramente descriptiva de la ciencia de las rocas desde los puntos de vista de la textura, de la mineralogía y de la composición química".

En sentido estricto la Petrogénesis y la Petrografía son ramas de la Petrología. Se divide a las rocas de acuerdo a su origen en dos grupos, ilustrados en la tabla IV. l.

S ROCASEXÓGENAS

E Epiclásticas Piroclásticas D

(conglomerados) 1 Í M (areniscas) (tobas) G E

(lutitas) N N E T ROCAS ENDÓGENAS A A S R

Químicas Magmáticas 1 A

y Bioquímicas (granito)

S (calizas) (basalto)

(Evaporitasl

Tabla IV.1. Clasificación de Rocas según Grabau (1904), modificada por Vera (1995).

CLASIFICACIÓN DE LAS ROCAS 55

Rocas exógenas. Aquellas que se forman por procesos externos y se acumulan sobre la superficie terrestre, aunque los materiales de algunas provengan de la evolución de un magma. Se incluyen areniscas, conglomerados, lutitas, lateritas y tobas; se disponen en capas superpuestas o estratos y en ocasiones presentan fósiles atrapados durante su formación.

Rocas endógenas. Se pueden separar en dos grupos: aquellas en las que suceden reacciones químicas y cristalización de los elementos en condiciones de altas temperaturas, tanto en la superficie terrestre como bajo ella, como basalto, andesita, granito y diorita, y aquellas en donde la cristalización se efectúa esencialmente sobre la corteza terrestre, con bajas temperaturas, como caliza, evaporita y carbón.

También se tiende a dividir a las rocas en tres grandes grupos, de acuerdo con su presentación textura! y su composición, que sugieren un modo de origen:

Rocas Ígneas. Aquellas formadas por la consolidación de una masa rocosa fundida o parcialmente fundida (magma). Se ha establecido que a partir de estas rocas se derivaron los siguientes dos grupos litológicos.

Rocas Sedimentarias. Una parte de ellas proviene de la destrucción física y química de rocas preexistentes, cuyos productos sólidos y en solución son transportados, depositados y litificados, dando lugar a las rocas detríticas. La otra parte se origina por precipitación química de sustancias disueltas, constituyendo las rocas sedimentarias químicas o no detríticas.

Rocas Metamórficas. Son el resultado de una transformación al estado sólido de rocas preexistentes, bajo condiciones de alta temperatura y presión.

Cualquiera de estas unidades litológicas puede cambiar a otra, con lo que se define el ciclo de las rocas, el cual no necesariamente es secuencial y puede ser interrumpido en alguna de las etapas que se señalan en la figura N .1 :

Figura IV.l. El Ciclo de las Rocas (Consejo de Recursos Minerales, 1985).

56 JOSÉ MARÍA CIIAVEZAGUIRRE

TIPOS DE ROCAS

LAS ROCAS ÍGNEAS. Se forman a partir de un magma, que es una solución liquida o fundida que generalmente contiene cristales en suspensión y constituyentes gaseosos disueltos o volátiles. Desde el punto de vista fisico-químico, puede considerarse como un sistema multicompuesto consistente en una fase liquida, o material fundido, y en cierto número de fases sólidas como cristales en suspensión de olivino, piroxeno, plagioclasa, etc. Bajo ciertas condiciones puede estar presente también una fase gaseosa.

El magma es un material rocoso fundido, móvil y caliente que en determinados casos tiende a ascender; cerca de la superficie de la corteza terrestre se puede formar un cuello volcánico, entonces la presión decrece, los gases se liberan y el magma fluye y solidifica.

Las rocas ígneas aparecen en dos formas principales:

Intrusivas El magma se enfría y solidifica dentro de la corteza, formando grandes cuerpos o plutones, los cuales en general consisten de rocas de grano grueso, o cuerpos pequeños como diques y sills o mantos, los que están constituidos generalmente de rocas de grano fino porque su enfriamiento es más rápido (fotografías IV.l y IV.2).

Foto IV.l. Diques de dolerita atravesando el "Batolito de Aconchi", un cuerpo intrusivo de grandes dimensiones. Sonora, Mex.

Foto IV.2. Dique riolitico intrusionando una secuencia de derrames andesíticos. Aguamilpa, Nayarit, Mex.


Extrusivas Están asociadas a actividad volcánica y se forman como lava que fluye en la superficie de la corteza dando lugar a las rocas extrusivas ( fotos IV.3 y IV.4 ) o a las piroclásticas (fotos IV.5 y IV.6) cuando el magma es eyectado a la atmósfera por erupciones violentas (fotos IV.7 a IV.9) cuyos componentes caen como numerosos fragmentos.

Foto IV.3. Derrame de andesitas. Sonora Mex.

Foto IV.5. Secuencia lgnimbrítica en la margen derecha del río Fuerte, Sinaloa, Mex.

Foto IV.7 Foto IV.8

Foto IV.4. Textura porfidica fluidal en andesita.

Foto IV.6. Textura piroclástica fluidal en ignimbrita densamente soldada.

Foto IV.9

Fotos IV.7 a IV.9. Erupciones piroclásticas del Popocatépetl, 19 de diciembre de 2000.


Clasificación. Las rocas ígneas se clasifican de acuerdo a su contenido de minerales y a su textura, como se observa en la tabla IV. l.

Tabla IV.l. Clasificación Mineralógica y Textura! de las Rocas Ígneas

FELDESPATO

EMPLAZAMIENTO TEXTURAS CUARZO POTÁSICO PLAGIOCLASA PLAGIOCLASA COMÚN TÍPICAS + >

SÓDICA CÁLCICA FELDESPATOS PLAGIOCLASA SÓDICA

Capas Uniformes Piroclástica Ceniza, Toba, Brecha o Aglomerado o Irregulares Riolítica Sienítica Andesítica Basáltica

Derrames Hialina Vidrios Ácidos Vidrios Vidrios Básicos Superficiales Obsidiana, Pómez, Retinita, Perlita, Intennedios Taquilita

Escoria

Derrames Afaníticao Riolita Traquita Andesita Basalto Superficiales Merocristalina

Pórfido Pórfido Pórfido Diques Porfídica Riolítico Traquítico Andesítico Diabasa

Equigranular Aplita Aplita Aplita Diques Alotriomórfica Aplita Sienítica Diorítica Gabróica

Masas Fanerítica Pegmatita Pegmatita Pegmatita Pegmatita Irregulares (Pegmatítica) Granítica Sienítica Diorítica Gabróica

Batolitos, Fanerítica Granito Sienita Diorita Gabro Lacolitos. Hipidiomórfica

Según Armando Quezadas Flores, 1968, Modificada por Miguel Vera O. (1995).

Composición de las rocas ígneas y grupos principales

Los minerales más importantes en las rocas ígneas son cuarzo, feldespatos y ferromagnesianos. Las características generales de estas rocas se pueden ver en la tabla IV.2.

Pegmatita

Gran ito

Sienita

Diorita

Gabro

Peridotita

Piroxen ita Hornblendita

Dunita

Doler ita (o diabasa)

Andesita

Basalto

Riolita

Fels ita

Obsidiana

Pitchstone

Pumicita

Escoria


Tabla IV.2. Características de algunas rocas ígneas

GRANO MEDJO A GRUESO-ENFRIAMIENTO LENTO O MUY LENTO

Abunda como diques en masas graníticas y otros cuerpos grandes. Principalmente contienen cuarzo y feldespato, en cristales que miden desde un centímetro hasta un metro de diámetro. Es la más común de las rocas ígneas intrusivas. De fábrica tosca normalmente equigranular. Las de colores claros contienen principalmente cuarzo y feldespato, las

contienen mica u hornblenda.

No contiene cuarzo, lo que la diferencia del granito; contiene principalmente feldesa menudo, hornblenda, biotita

Gris a gris oscuro o verdosa, compuesta de plagioclasa y uno o más ferromagnesianos. Fábrica

Roca de color negro compuesta principalmente de minerales ferromagnesianos y ioclasa.

Roca de color negro compuesta únicamente de minerales ferromagnesianos. Predomina el olivino; escaso feldespato. Homblenda o piroxenos asociados. Fácilmente alterable.

Como la anterior, pero únicamente con piroxeno. únicamente con homblenda.

Roca de color negro con un tamaño de grano intermedio entre gabro y basalto. Abundante en forma de dique.

GRANO FINO-ENFRIAMIENTO

Generalmente de color gris oscuro, verde o rojo. La andesita pura es relativamente rara y frecuentemente se encuentra con fenocristales. La andesita porfirítica y el basalto constituyen cerca dei9S% de los materiales volcánicos.

Es la roca extrusiva más abundante; se encuentra en todas partes del mundo y bajo los océanos. Sus colores van del negro grisáceo o verdoso al negro. Es de grano fino con estructura com A menudo contiene numerosos huecos (basalto vesicul

Es el equivalente extrusivo del granito, se fonna en o cerca de la superficie. Es de color blanco, gris o rosa y siempre contiene algunos fenocristales de cuarzo y feldes

en una matriz fma.

Ocurre como diques, mantos y corrientes de lava. El término se utiliza para definir las variedades cristalinas más finas de pórfidos de cuarzo u otros pórfidos de colores claros, tienen o no fenocristales.

DO

Vidrio natural sólido, sin cristales. Generalmente de color negro con lustre brillante y fractura concoidal.

Variedad de Obsidiana con lustre resinoso.

Contiene tantos huecos como sólidos.

60 JOSÉ MARÍA CHÁ VEZ AGUIRRE

Las clasificaciones modernas se basan principalmente en el contenido de sílice (Si02):

• Rocas siálicas, silícicas o ácidas; son de colores claros, compuestas primordialmente por cuarzo (sílice) y feldespato (sílice y aluminio, Ah 0 3), con sílice >66%.

• Rocas intermedias, con sílice entre 52 y 66%.

• Rocas máficas o básicas con minerales ferromagnesianos oscuros como micas (biotita), piroxenas, anfiboles, olivino y metálicos, con sílice entre 45 y 52%.

• Rocas ultramáficas, con sílice< 45%.

• Rocas alcalinas, que contienen un alto porcentaje de K2 O y Na20 comparado con el de SiOz ó AhOJ.

Textura. Modo de asociación de los minerales constituyentes de las rocas y de sus relaciones mutuas.

De acuerdo con su textura las rocas intrusivas y extrusivas se agrupan como sigue:

Fanerocristalinas (faneríticas), con grandes cristales que se distinguen a simple vista y se clasifican por el tamaño del grano (fotos IV .1 O y IV .11):

• De grano grueso> 5 mm de diámetro.

• De grano medio de 1 a 5 mm de diámetro.

• De grano fino< 1 mm dle diámetro.

Foto IV.lO. Textura fanerítica en granodiorita. Los cristales blancos son de plagioclasa sódica y los oscuros de mica (biotita).

Foto IV.ll. Cristales de plagioclasa sódica vistos al microscopio. Las bandas blancas y negras alternadas son "maclas" cuya distinción ayuda a clasificar el mineral.


Microcristalinas (microfaneríticas) , con cristales que se pueden percibir, pero demasiado pequeños para distinguirse individualmente (foto IV.l2).

Foto IV.12. A simple vista los cristales parecen gránulos. Al microscopio se observan sus características como en la textura fanerítica.

Porfídicas, son rocas de textura fanerítica con grandes cristales en una matriz afanítica (fotos IV.13 a IV.l5).

Foto IV.13. Pórfido andesitico con cristales blancos de plagioclasa sódica en uJla matriz fina de la misma composición.

Foto IV.l4. Vista al microscopio del ejemplar anterior.

Foto IV.l5. El domo riolítico de la "Peña de Bernal", en Querétaro, es un ejemplo de afloramiento de rocas porfidicas (cortesía dellng. R. Felipe Montes).


Afaníticas, que contienen cristales demasiado pequeños para ser reconocidos a simple vista (foto IV.16).

Foto lV.16. Andesita porfídica con fenocristales de plagioclasa en una matriz afanítica de pequeños cristales del mismo mineral.

Vítreas, que tienen principalmente vidrio (foto IV.l7).

Las rocas piroclásticas se agrupan como sigue:

Foto IV.l7. Obsidiana, compuesta solamente por vidrio.

Brecha volcánica (foto IV.l8), con grandes fragmentos que caen alrededor del cuello volcánico y forman un cono; incluyen:

• Bloques o grandes fragmentos angulosos. • Bombas o fragmentos redondeados> 32 mm. • Cenizas con tamaños menores de 4 mm.

Foto IV.18. Tobas riolíticas intercaladas con brechas volcánicas, Chihuahua, Méx.


Ignimbritas, depósitos de material piroclástico incandescente que se deslizan como avalancha por las pendientes del volcán y se derivan de actividad muy explosiva. A diferencia de la toba, sus componentes están bien orientados debido al aplastamiento que producen las rocas suprayacentes. Su textura se define como eutaxítica cuando son visibles las bandas intercaladas de vidrio, cuarzo, micas u otros materiales (fotos IV.l9, IV.20 y IV.21).

Foto IV.19. Bandas intercaladas de cuarzo, feldespatos y micas en ignimbrita riolitica con textura eutaxítica.

Foto IV.20. lgnimbritas del Supergrupo Volcánico Superior, cuenca del río Baluarte, Sinaloa, Mex.

Foto IV.21. Vista al microscopio de una textura piroclástica-vítrea en ignimbritas. Chihuahua, Mex.

Toba, que contiene material fino que es transportado por las corrientes de aire y depositado a alguna distancia del origen (fotos IV.22 y IV.23); incluye:

• Ceniza

• Polvo, que es el material más fmo


Foto IV.22. Toba vitrolítica de la Formación El Cañón del Terciario, en el camino El CoscomateCbavarría Nuevo. Cuenca del río Baluarte, Sinaloa, Mex.

Foto IV.23. Esquirlas de vidrio en una roca piroclástica vista al microscopio.

Estructura. Son los grandes rasgos que se observan a simple vista en los afloramientos, tales como el bandeamiento, la lineación y la vesicularidad.

• Estructura continua es la forma común de una masa compacta y densa. • Estructura vesicular es la que contiene numerosos huecos que son el resultado de burbujas de gas (foto IV.24).

Foto IV.24. Basalto vesicular. Río Mascota, Jalisco, Méx.


• Cavidades miaroliticas son grandes huecos formados durante la cristalización.

• Estructura amigdaloidal se refiere a materiales en solución, transportados por aguas termales que percolan la masa ígnea y se depositan en pequeñas cavidades o lentes, formando geodas (foto IV.25).

Foto IV.25. Geoda rellena de cristales de cuarzo que dan lugar en este ejemplar a la rara formación de la estrella de cinco picos, Chihuahua, Méx.

LAS ROCAS SEDIMENTARIAS. Las partículas que las constituyen tienen su origen en el intemperismo de la masa rocosa o en la precipitación química; se depositan en cuencas aumentando el espesor del sedimento, el cual posteriormente se litifica y forma estratos, bajo la influencia de la temperatura, presión, cementación y recristalización.

lntemperismo

En el intemperismo mecánico, el macizo rocoso se rompe en fragmentos debido a las fracturas o juntas que se forman como una reacción a los ciclos de enfriamiento en climas fríos, a la expansión-contracción y a las fuerzas expansivas de las raíces de los árboles (foto IV.26).

Foto IV.26. Macizo rocoso sometido a los agentes del intemperismo como el viento, la lluvia y la vegetación.


En el intemperismo químico, el macizo rocoso es atacado por elementos o substancias disueltos en agua, como el oxígeno, bióxido de carbono, y ácidos débiles, causando la transformación de silicatos, óxidos y sulfuros en nuevos compuestos como carbonatos, hidróxidos y sulfatos, algunos de los cuales son solubles.

Materiales resultantes. El residuo puede incluir fragmentos de roca de varios tamaños, generalmente sin alteración (foto IV.27) o materiales resistentes a la descomposición química, como el cuarzo, o arcillas, partículas coloidales, las cuales son productos insolubles de la descomposición química de materiales menos resistentes, como el feldespato y la mica. Los productos solubles de la descomposición van en solución.

Foto IV.27. Fragmentos de roca y de cristales como la plagioclasa que van disueltos en una solución con abundantes arciUas representadas en este ejemplar de arenisca por la matriz de color café.

Transporte y depósito. Las partículas producidas por el intemperismo son transportadas principalmente por corrientes de agua para ser depositadas eventualmente en grandes cuerpos de agua o en cuencas. Las corrientes de aire transportan las más finas arenas y arcillas. Los productos se clasifican por su tamaño en cantos, guijarros, guijas, gránulos, arena y arcilla (tabla IV.3).

Tabla IV.3. Clasificación Granulométrica de los Sedimentos

Tamaño de la Nombre de la Nombre de la roca

partícula (mm) partícula

256 Cantos Rudita 64 Guijarros

Conglomerado 4 Guijas 2 Gránulos Brecha

Arena de grano 1 muy grueso Aren ita

Arena de grano 0.5 (1/2) grueso

Arena de grano 0.25 (l/4) medio

Arena de grano Arenisca

0.125 (1/8) fino Arena de grano

0.0625 (1116) muy fino

0.0039 (11256) Limo Limo! ita

Arcilla Lutita


También los materiales son acarreados en solución en corrientes de agua hacia el mar o hacia otro cuerpo grande de agua, donde se precipitan de la solución. Los precipitados químicos incluyen los enormes espesores de carbonatos marinos, como calizas y dolomías (fotos IV .28 y IV.29) y las menos abundantes evaporitas (yeso, anhidrita y halita).

Foto IV.28. Calizas y dolomías de la Formación El Doctor (Cretácico Medio). Presa Zimapán, Hidalgo-Querétaro, Mex.

Foto IV.29. Detalle de los estratos de calizas y dolomías de la fotografía anterior.

Además de las formadas por procesos físico-químicos, muchas rocas no detríticas están constituidas por material disuelto que se precipita en el fondo del mar por la acción de organismos vivos.

Otro tipo de sedimento se denomina orgánico; está constituido por capas de vegetación en estado de putrefacción que permanece en el lugar para, eventualmente, formar carbón.

68 JOSÉ MARÍA CJúiVEZAGUIRRE

Características de depósito

Estratificación horizontal Bajo condiciones uniformes relativas, el depósito inicial ocurre en capas horizontales (foto IV.30).

Foto IV.30. Estratificación horizontal en calizas y areniscas de la Formación Trancas del Jurásico Superior. Cañón "El Carrizal", Zimapán, Hidalgo, Méx.

Estratificación cruzada El oleaje y la acción de las corrientes producen estratificación cruzada.

H ue/las de oleaje El oleaje y la acción de las corrientes pueden dejar marcas en la parte superior de algunos estratos.

Discordancia Cuando se remueve parcialmente un estrato por erosión y se deposita un nuevo horizonte, se obtiene un cambio abrupto en el tipo de material y entonces se forma una discordancia; o cuando hay un cambio en el paralelismo ocurre el depósito de un nuevo estrato sin la erosión de las capas subyacentes después de un tiempo.

Litificación Las rocas se forman por litificación, lo que sucede cuando el espesor de los sedimentos aumenta. Los detritos o precipitados se convierten en roca por compactación, por el depósito de agentes cementantes dentro de los espacios porosos, y por los cambios físicos y químicos de los componentes. A grandes profundidades la consolidación por compactación es un proceso común, causado por el incremento en la actividad química del agua intersticial que va asociado al aumento de la temperatura con la profundidad.


Clasificación

Las rocas sedimentarias están divididas en dos grandes grupos: detríticas y no detríticas. (Tablas IV.4, IV.5 y IV.6).

A lo largo del lecho de los ríos. Algunas

Guijarros 256-64 Igual a la roca fuente

Guijas 64-4 Igual que los guijarros y arenas

Arenisca Principalmente cuarzo. Tam- Todos los depósitos aluviales: bién feldespato, granate, mag- canales de ríos. abanicos. planicies de

nctita Algunas ocasiones: inundación. playas. deltas. hornblenda. piroxenas. frags.

de conchas.

Limo! ita Limo 0.06-0.004 Como la arena: en ocasiones Deltas y planicies de inundación. con partículas

Luti ta Arci lla < 0.004 Tamaños coloidales, producto Aguas tranquilas y saladas: de la descomposición de mine- las partículas arcillosas se acumulan en

rales inestables. lo que da granos y se depositan rápidamente en el silicatos compl«jos hidratados. fondo . No muestra estratificación grada-

da. Agua dulce: se deposita lentamente. laminadas y bien estratificadas. Muestra estratificación

: :::

Caliza Aguas tranqui las y profundas.

Coquina Precipitados Conchas Cementadas A lo largo de las playas. aguas templa-Calcáreos das.

Creta Precipitados Restos microscópicos de orga- Mares someros. templados. Calcáreos nismos

Dolomía Precipitados Dolomita - CaMg (C03)z Precipitación en aguas marinas o altera-Calcáreos ción de calizas.

Yeso Precipitados Yeso CaSO~ Agua salina. Calcáreos 2H20 Sulfatados

Anhidrita Precipitados Anh idrita-CaS04 Agua salada. Calcáreos Sulfatados

Halita loruro de Sodio Agua salada.

70 JOSÉ MARÍA CflAVEZ AGUIRRE

Sedimentos elásticos (grupo detrítico)

Se clasifican por el tamaño de la partícula: conglomerado, arenisca y arcilla (tabla IV.5).

Pudinga

Areniscas

Arcosa

Grauvaca

Limo

Lutita General

Calcáreas Lutitas

Carbonosas Lutitas

Aceitosas Lutitas Marinas Lutitas

Arcillosas Argilitas Limo litas

Composición similar a la arenisca, pero con un mínimo de 50% de granos entre 0.004 0.06 mm. En ocasiones forman. estratos OTIIIP.;,,,.;,

Predominan partículas <0.004 mm. (coloidal); fábrica físil bien definida. De color rojo cuando tienen óxidos de fierro y gris o negro cuando presentan materia carbonosa. Se interdigitan frecuentemente con areniscas y son relativamente blandas.

Contienen carbonatos, principalmente calcita. Si incrementa la proporción calcárea a caliza arcillosa. Lutitas negras con alto contenido de materia orgánica, gradúan a estratos de carbón. Contienen materia carbonosa que produce aceite al someterlas a un proceso de destilación. Contienen arcillas montmoriloníticas que provocan grandes cambios de volumen. Lutitas inmaduras.

Partículas de tamaño de la arcilla, compactadas, pero sin llegar a tener una estructura físi l.


Por precipitación química (grupo no detrítico)

Incluye precipitados quimicos y rocas orgánicas. Se clasifican por su textura, fábrica y composición. Las orgánicas incluyen únicamente las diferentes formas de carbón (tabla IV.6).

Caliza General

Caliza

Dolomía

Halita

Contiene más del 50% de carbonato de calcio (calcita); el porcentaje restante consiste de impurezas como arcilla, cuarzo, óxidos de fierro y otros minerales. La calcita puede precipitarse quím ica u orgánicamente, o puede tener un origen detrítico. Existen muchas variedades, todas efervecen en HCI. Relativamente pura, textura gruesa a media. Dura. (Espatita).

Roca de textura fma, porosa y suave. Compuesta de conchas de organismos microscópicos; normalmente de color blanco. Más dura y pesada que la caliza (su densidad es de 2.87 , mientras que la de la caliza es de 2.71 g/cm3

). Se forma por precipitación directa en el agua de mar o por alteración de la caliza por dolomitización. Sólo lverizada efervece con HCI. Además de contiene

Agregado cristalino de granos de sal. Se le llama roca de sal. Suave, tiende a fluir a bajas presiones y temperaturas y forma los domos salinos. Debido a que la sal es de menor peso específico que la roca, viaja hacia la superficie a medida que la roca encajonada es erosionada. Las capas circundantes se comban y fracturan por el empuje de la sal, formando trampas en las que se puede encontrar pe-tróleo. --Carbón

Se f01ma por depósito de sílice a partir de una solución en agua, por la evaporación y la actividad de organismos vivos, y posiblemente por reacciones químicas. Puede ocurrir en f01ma de pequeños

Pedernal nódulos o como delgadas capas. Es común en formaciones de caliza y creta. Su dureza es de 7 y, como la caliza, se remueve por intemperismo. Las capas de pedernal quedan como testigos y sin cambios. El flint es una variedad de el es de color

Diatomita Suave, blanca, se parece a la creta, roca muy clara constituida por diatomitas (organismo acuático unicelular una concha de

72 JOSÉ MARÍA CliAVEZAGUJRRE

LAS ROCAS METAMÓRFICAS

Los componentes de las rocas ígneas y sedimentarias son modificados por el metamorfismo, que es un fenómeno producido por el intenso calor y la presión a que es sometido un macizo rocoso (figura IV.2), lo que deforma los minerales, en combinación con la actividad de agua y gases que provocan la recristalización de la roca, dando lugar a la formación de nuevos minerales por cambios químicos que producen los elementos aportados.

Metamorfismo de contacto

(Cuerpo lntruslvo)

Arenisco

Homfels o comeona

Mármol y calcoesquisto

Metamorfismo ~"---l:Siagtc>nal y Cotaclástico

(Fuerzas de Compresión)

Figura IV.2. Formación de las rocas metamórficas por efecto de altas pr2siones y temperaturas.

Tipos de metamorfismo

El metamorfismo regional combina altas temperaturas con grandes esfuerzos, por los cuales las rocas se deforman y cambian de aspecto. Se produce durante la génesis de montañas, por lo que el resultado final serán extensas áreas de rocas metamórficas. En este tipo de metamorfismo suele existir una gradación en intensidad, por ejemplo, las rocas sedimentarias sometidas al metamorfismo de grado bajo darán lugar a pizaiTas (foto IV.31). En ambientes de temperatura y presión elevadas, las pizaJ.Tas se convertirán en filitas y luego en micaesquistos (foto IV.32). Bajo condiciones más extremas se crearán esquistos y fmalmente gneises (foto IV.33).

Foto IV.31. Pizarra calcárea. Pozo de Oscilación y Casa de Máquinas, Presa Zimapán, Hidalgo-Querétaro, Mex.

Foto IV.33. Gneis bandeado; las bandas oscuras son micas (biotita) y las blancas corresponden a los feldespatos y al cuarzo.


Foto IV.32. Vista al microscopio de la foliación en esquisto de cuarzo, feldespato y mica.

74 JOSÉ MARÍA CIM.VEZ AGUIRRE

El metamorfismo de contacto o termal tiene un efecto local; es causado por el calor proveniente del magma de un cuerpo intrusivo, que recristaliza la roca encajonante y la transforma en un cuerpo macizo y resistente (fotos IV.34 a IV.36). El efecto disminuye a medida que la distancia al intrusivo aumenta.

Foto IV.34. Estratos de calizas del Jurásico Superior, Formación Trancas, transformadas en skarns por efecto de la intrusión de un cuerpo granítico. Casa de Máquinas C.H. Zimapán, Río Moctezuma, HidalgoOuerétaro. Mex.

Foto IV.35. Skarn de wollastoaita-diopsido

"" visto al microscopio.

Foto IV.36. Skarn de idocrasa visto al microscopio.

El metamorfismo cataclástico incluye los procesos de formación de montañas (procesos orogénicos), los cuales son las manifestaciones de los grandes esfuerzos compresivos que ocurren en el interior de la corteza terrestre. Estos esfuerzos producen flujo plástico, intenso plegamiento y fracturamiento de la masa rocosa que, por la influencia del calor y el agua, sufre cambios químicos que le agregan nuevos minerales. Sus efectos se pueden observar en los planos de fallas inversas o de cabalgadura; a la roca triturada se le conoce como "cataclasita" o "milonita".


El metamorfismo de impacto es provocado por el choque de un cuerpo extraterrestre como un meteorito o asteroide contra la corteza de nuestro planeta . El resultado es una mezcla de la roca que recibe el golpe con el material fundido del objeto que se impacta. (figuras IV.3 y IV.4, foto IV.37).

Figura IV.3. Hace 65 millones de años, en el limite Cretácico-Terciario, un asteroide de 10 km de diámetro chocó con la Tierra al norte de la Península de Yucatán. El impacto produjo un cráter de más de 200 km de diámetro, actualmente sepultado por 300 m de sedimentos bajo el pueblo costero de Chicxulub.

Foto IV.37. El cráter Meteoro en Arizona, EU es el mejor expuesto. En él se observan los efectos del metamorfiSmo causado por el impacto del cuerpo extraterrestre con nuestro planeta.

76 JOSÉ MARÍA CliAVEZAGUIRRE

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Figura IV.4. Columna estratigráfica (arriba) reconstruida a partir de muestras de núcleos recuperados de barrenos perforados por la Comisión Federal de Electricidad cerca de Cbicxulub, Yucatán. La brecha que representa al borde del cráter y que se marca a 250m de profundidad en el pozo BE-4 de Valladolid, contiene materiales de metamorfismo (abajo) generados por el impacto de un gran asteroide sobre la corteza de nuestro planeta.

274.00m Caliza brecholde

274.40m Caliza recristalízada. Brec.hoide

Clasificación. La clasificación de las rocas metamórficas se basa principalmente en la fábrica y la textura, corno se indica en la tabla IV.9. La fábrica masiva (tabla IV.lO) es homogénea, generalmente con textura equigranular.

Textura

Gruesa

Media

Otras Formas

Granulita

Metaconglomerado

Gneis Anfibolita

Esquisto (mica, clorita, etc.)

Filita P izarra


Granul ita Metaconglomerado Gneis liación

Cuarcita Serpentinita Tactíta o skarn Esteatita Mármol Hornfels o corneana

Migmatita: Mezclas de rocas ígneas y metamórficas. En plutones o rocas máficas difíciles de fundir y que contienen fluidos.

Milonitas: Formadas por intenso metamorfismo mecánico; con fuerte !aminación, pero la fábrica y los minerales originales triturados o pulverizados. Se forma por arrastre en los movimientos diferenciales entre

Tactita o Skarn de epidota, anfíbol, cuar-etc. Con minerales metálicos sin ellos: tactita

Es el resultado del metamorfismo de calizas o dolomías, con cristales bien formados, gran-Mármol des o pequeftos. En muchos colores que incluyen blanco, negro, verde y rojo. La caliza

metam0rfizada normalmente no desarrolla cavidades. Roca dura. Deriva de la serpentina. Generalmente compacta, lustre ceroso, fractura plana a astillosa, de

Serpentinita color verde. Suave a menos que contenga cantidades significativas de cuarzo. Puede tener fábrica foliada.

Esteatita color gris a verde, muy suave y fácilmente se corta en Resiste la acción del calor o de ácidos.

Se produce por metamorfismo mecánico. Puede mostrar intensa laminación; los minerales constituyentes y la fábrica están quebrados y pulverizados por los procesos fisicos y la

Milonita alteración química. Puede tener espesores muy delgados o alcanzar hasta varios cientos de metros. Lutitas milonitizadas provocan condiciones muy inestables para túneles o taludes

inclinados. Se forman movimiento diferencial entre

78 JOSÉ MARÍA CHA VEZ AGUIRRE

La fábrica foliada (tabla IV .11) es una estructura bandeada o aplanada que contiene placas delgadas que son el resultado de la aplicación de grandes esfuerzos

1 e incluye tres formas: bandeada o

lenticular, esquistosa y pizarrosa.

ROCA CARACTERÍSTICAS

Roca de grano grueso; foliación imperfecta como resultado del bandeamiento de diferentes minerales. La foliación provoca que se formen planos de debilidad lenticulares que se traducen en derrumbes en las excavaciones. Los mine-

Gneis rales principales son cuarzo y feldespato, pero son comunes otros como micas, anfíboles y otros ferromagnesianos. La clasificación del gneis incluye al mineral accesorio dominante: gneis de hornblenda, gneis de biotita; o su . . . .

Roca de grano fino, foliación bien desarrollada como resultado del arreglo paralelo de minerales aplastados (esquistosidad). Estos minerales son: micas,

Esquisto clorita y talco. El esquisto se identifica por el mineral primario como: esquisto de mica, esquisto de clorita, etc. El granate es un mineral accesorio común del esquisto de mica y representa metamorfismo intenso. En ocasiones es dificil distin ir un · sto de un · uno a otro. Consiste principalmente de anfíboles y muestra una textura más o menos esquistosa. Se compone de minerales oscuros además de la hornblenda, y puede

Anfibolita contener cuarzo, plagioclasa, feldespato potásico y mica. Es una roca dura, con densidad entre 3.0 y 3.4. Se asocia con gneises y esquistos con los que forma macizos que son más resistentes a la erosión que otras rocas que los rodean. Roca suave, con lustre satinado y esquistosidad extremadamente fina. Se

Filita compone principalmente de clorita. Es muy inestable en taludes. Gradúa a a medida el tamaño del aumenta.

Pizarra Roca de grano extremadamente fino. Presenta clivaje plano. Generalmente se de la masa rocosa en duras.

Algunas rocas metamórficas pueden ser producto del metamorfismo de varios tipos de rocas, pero otras son producto de la deformación de una sola, como se observa en la tabla IV.12 .

..

INTRODUCCIÓN

CAPÍTULO V ESTRUCTURAS GEOLÓGICAS

En general la palabra "estructura" causa confusión en quien no está familiarizado con los términos geológicos; en Geología se aplica para definir las formas de emplazamiento de las rocas ígneas, los pliegues en las sedimentarias, la foliación en las metamórficas y las fallas y fracturas en ambas. Estas últimas son conocidas como "discontinuidades" y abarcan también a las juntas, diaclasas y cizallas.

En este capítulo haremos una descripción general de las estructuras que afectan a todos los tipos de rocas, como las discontinuidades; pondremos énfasis en las que se forman en las rocas sedimentarias, como los pliegues y mencionaremos las formas de emplazamiento de las rocas ígneas, como los diques y mantos. Para su desarrollo consultaremos las obras de M. Mattauer, D.M. Ragan, R. E. Hunt, F.G. Blyth, y Leet y Judson.

RUMBO Y ECHADO

Para describir la posición de los rasgos estructurales, se miden dos de sus características: rumbo y echado, que se pueden calcular más fácilmente en las discontinuidades y en las rocas estratificadas (figura V.l). Cuando una roca no está horizontal, el valor de su pendiente se llama echado y corresponde al ángulo agudo que forma la capa con relación al horizonte. Se mide en dirección de la mayor pendiente. El rumbo se define como la traza o intersección del plano de la capa inclinada con un plano horizontal, e invariablemente esta línea es perpendicular a la del echado (foto V.l). Una capa que tenga un echado al oriente o al poniente tendrá un rumbo norte-sur, que se designa generalmente como norte.

Figura V.l. Uustración del rumbo y echado en rocas estratificadas. DetaUe de la brújula Brunton.


Foto V.l. Determinación del rumbo y echado en rocas piroclásticas (tobas vítreas), Cadereyta, Querétaro, Mex.

DISCORDANCIAS

La superficie de erosión o de no-depósito que separa rocas jóvenes de otras más antiguas, se llama discordancia.

El tiempo representado por una discordancia marca un intervalo en el que la superficie estuvo por encima del nivel del mar y no hubo de¿ósito de sedimentos. Algunas discordancias representan interrupcio

nes de unos cuantos miles de años; otras constituyen intervalos de no depósito que abarcan varios millones de años.

La disGordancia en la que los estratos más antiguos buzan con un ángulo diferente al de los más jóvenes, se llama discordancia angular (figura V .2).

Figura V.2. Discordancia angular en el Gran Cañón del Colorado, EUA (Press/Siever, Earth).

La discordancia con estratos paralelos arriba y abajo de la superficie de erosión se llama disconformidad o discordancia paralela. Se forma cuando las rocas estratificadas son elevadas y expuestas a la erosión, hundiéndose más tarde, para recibir el depósito de nuevos sedimentos, sin haber sido plegadas.

ESTRUCTURAS GEOLÓGICAS 83

La discordancia entre las rocas ígneas o metamórficas que están expuestas a la erosión y que después quedan cubiertas por sedimentos, se llama inconformidad o discordancia litológica (foto V.2).

Foto V.2. Discordancia litológica. Rocas piroelásticas del Terciario sobre calizas de la Formación El Doctor del Cretácico Medio. Cadereyta, Querétaro, Mex.

PLIEGUES

Un pliegue es la ondulación de una capa o estrato de amplitud y forma variables; es la distorsión de un volumen de material que se manifiesta como un encorvamiento o conjunto de encorva

mientos en elementos lineales o planos en el interior de un material. El esfuerzo que causa la distorsión puede deberse a la compresión dentro de la corteza terrestre generada por el movimiento lateral de los continentes, los estratos en la zona de compresión se pliegan en forma de estructuras corrugadas. En la mayoría de los pliegues están involucrados elementos que en principio definían un plano. La estratificación es el ejemplo corriente. Se dice que hay plegamiento siempre que elementos preexistentes sufren acciones que los convierten en configuraciones curviplanas o curvilíneas, sea cual fuere su condición original (foto V.3).

Foto V.3. Plegamiento de calizas intercaladas con bandas de pedernal de la Formación Tamaulipas Inferior del Cretácico Medio. Arroyo El Carrizal, Zimapán, Hidalgo, Méx.

84 JOSÉ MARÍA CHÁVEZ AGUIRRE

El plegamiento implica una deformación quebradiza y dúctil. Los estratos que se comportan como materiales quebradizos se denominan incompetentes, mientras que los estratos que fluyen como materiales dúctiles se llaman competentes.

El plegamiento por flujo es un ejemplo de plegamiento competente y aparece en capas que ofrecen poca resistencia a la deformación, como los depósitos de sal, o rocas que llegan a ser dúctiles cuando son sepultadas a profundidades considerables en la corteza, donde prevalecen las altas temperaturas, como para la formación del gneis (foto V.4).

Foto V.4. Foliación en Gneis. Bandas oscuras de mica {Biotita) intercaladas con "ojos" de cuarzo y feldespato deformados, Oaxaca, Méx.

Para que tenga lugar la formación de un pliegue, es necesario aplicar un esfuerzo en un material deformable o "plástico"; las rocas sedimentarias cumplen esta condición en mayor o menor grado, ya que puede ser más resistente a la deformación una caliza que una arenisca o una lutita. Las rocas ígneas son "elásticas" o menos plásticas que las sedimentarias, es decir, tienen un momento de ruptura a una presión determinada, por lo que se rompen antes de plegarse y las rocas metamórficas al ser foliadas pueden ser deformables, pero sus pliegues tendrán las dimensiones de los planos de foliación y generalmente constituirán "micropliegues".

Las rocas ígneas pueden plegarse cuando están interestratificadas con sedimentos, es el caso de secuencias de areniscas, lutitas y calizas con eventos piroelásticos o volcánicos intercalados. Las tobas y areniscas tienen comportamientos mecánicos similares por lo que, al formar parte del conjunto, sufrirán las nusmas deformaciones.

Un pliegue consta de varios elementos, como se observa en la foto V.5.

Foto V.S. Elementos de un pliegue anticlinal cerca del río Nazas, Coabuila, M ex.


Plano axial. Es el eje de simetría que divide al pliegue en dos partes iguales, es decir, lo atraviesa en puntos equidistantes de ambos flancos.

Eje. Es la línea de intersección del plano axial con un plano horizontal.

Charnela. Es la intersección del pliegue con el plano axial; es el punto de máxima curvatura.

Cresta. Es el punto más elevado del pliegue.

Flancos. Son las partes que se prolongan a uno y otro lado del pliegue.

Hay tres tipos principales de pliegues:

Anticlinal. Pliegue convexo de estratos levantados en forma de silla o de bóveda alargada, de manera que forma dos pendientes contrapuestas. Las capas más antiguas se encuentran en su núcleo (foto V.6, figura V.3).

Sinclinal. Parte cóncava de un pliegue. Las capas más jóvenes se encuentran en su núcleo (foto V.7, figura V.4).

Foto V.6. Anticlinal en calizas de la Formación Trancas del Jurásico Superior. Camino San Joaquín-Las Adjuntas, Querétaro, Mex.

Figura V.3. Dustración esquematizada de un anticlinal semejante.

Figura V.4. Dustración esquematizada de un sinclinal.

Monoclinal. Flexión con forma de escalón cuyos estratos, más o menos horizontales, asumen localmente buzamiento en determinada dirección y luego recuperan su posición horizontal.

Foto V.7. Sinclinal en estratos de calizas y horizontes de pedernal de la Formación Tamaulipas Inferior del Cretácico. Camino San Joaquín-Las Adjuntas, Querétaro, Mex.


La forma de un pliegue depende de la posición del plano axial, del ángulo formado por los flancos y del grado de curvatura de los mismos. Un pliegue es derecho y simétrico cuando el plano axial es vertical y ambos flancos buzan con ángulos semejantes. El pliegue asimétrico se caracteriza en que un flanco buza con mayor inclinación que otro. A medida que aumenta la asimetría el flanco intermedio que une un anticlinal con el sinclinal adyacente llega a invertirse y se dice entonces que el pliegue es volcado. Cuando el plano axial es más o menos horizontal, el pliegue se denomina tumbado o acostado (foto V.8). De acuerdo con el grado de compresión un pliegue puede ser abierto cuando los flancos forman un ángulo amplio, o apretado o cerrado cuando está tan comprimido que los flancos quedan aproximadamente paralelos, en cuyo caso el pliegue se llama isoclinal.

Foto V.S. Anticlinal tumbado o acostado en calizas y areniscas de la Formación Trancas del Jurásico Superior. Cañón El Carrizal, cerca de la Casa de Máquinas de la C.H. Zimapán. Querétaro, Méx.

A partir de las formas principales de pliegues, anticlinal y sinclinal, se desarrollan otras como la del pliegue en abanico (foto V.9), cuyas ramas concurren en un punto y divergen hacia el lado opuesto; en diapiro, que es un anticlinal en el cual una parte generalmente salina, rompe las capas superiores y tiende a penetrar a través de la rotura; estirado, cuando tiene las capas adelgazadas debido a la intensidad del plegamiento; de caja (fotografía V.IO, figura V.5), en el que los esfuerzos fueron tan intensos que doblaron a los estratos en ángulos de 90° para darles formas rectangulares; el chevrón (fotografía V.ll, figura V.6), cuyas capas forman ángulos menores de 45° y que manifiesta, al igual que los de caja y abanico, la aplicación a los estratos de enormes esfuerzos de compresión.


Foto V.9. Pliegue sinclinal en abanico por cuyo eje pasa la tuberia de ventilación que alimenta a la Casa de Máquinas de la C.H. Zimapáo, Querétaro, Méx. Las rocas corresponden a estratos intercalados de calizas y areniscas de la Formación Trancas del Jurásico Superior.

Figura V.S. Dustracióo esquemática de un pliegue de caja.

Foto V.lO. Pliegue de caja en calizas intercaladas con horizontes de pedernal de la Formación Tamaulipas Inferior del Cretácico. Camino Sao Joaquín-Las Adjuntas, Querétaro, Mex.


Figura V.6. Esquema de un pliegue chevrón.

Foto V.ll. Pliegue cbevrón "La Virgen,. en calizas intercaladas con horizontes de pedernal de la Formación Tamaulipas Inferior del Cretácico. Cañon "El Carrizal", Hidalgo, Méx.

La orientación de un pliegue está marcada por la dirección del plano axial, definida por su rumbo y echado, y la de su eje; éste puede ser horizontal, semejante a la parte superior de un túnel de ferrocarril o puede estar inclinado, en cuyo caso se dice que el eje y el pliegue se hunden (p/unge) o inclinan (pitch). El hundimiento se mide en grados a partir de la horizontal, sobre un plano vertical, mientras que la inclinación está dada por el ángulo formado por el eje del pliegue y el rumbo del plano axial medido sobre éste. La dirección del hundimiento se expresa por su valor en grados y con frecuencia se representa en los mapas por una forma de flecha larga que apunta en el sentido del hundimiento.

Foto V.12. Sistema de pliegues chevrón en calizas de la Formación El Doctor, Zimapán, Hidalgo, Méx. (Cortesía del lng. Juan José Briones).


Un pliegue rara vez se encuentra aislado y casi todos contribuyen a la constitución de un sistema de pliegues cuyo esquema depende de las fuerzas determinantes (fotografía V.l2).

Los sistemas de pliegues más extensos y espectaculares se han desarrollado en las fajas orogénicas, como producto directo o indirecto de presiones tangenciales en la corteza y en donde el levantamiento de una zona extensa provoca el deslizamiento de la serie de cobertura sobre el declive recién formado, de modo similar al desplazamiento de un mantel que resbala sobre una mesa inclinada y se acumula en forma de pliegues tumbados en cascada sobre el piso.

Los pliegues pueden formar grandes estructuras de decenas de kilómetros de longitud; algunos términos que las describen son:

Periclinal: antiforma o sinforma alargada.

Manto de corrimiento (napa): pliegue recumbente de las fajas montañosas cortado por un empuJe.

Domo: estructura circular en planta con echados que radían de un área central alta. Comúnmente se asocia a domos salinos. Éstos se forman donde los estratos son levantados por un tapón de sal que se mueve hacia arriba por efecto de la presión. El arqueamiento producido tiene una sección transversal casi circular.

Cuenca: lo inverso de un domo, asociada con fallamiento a profundidad.

Los plegamientos relacionados con fallamiento, se desarrollan principalmente donde existen rocas de diferente competencia. A pequeña escala, las rocas resultan arrugadas y arrastradas por el movimiento a lo largo de las fallas. A escalas mayores puede formarse un gran pliegue monoclinal en una serie sedimentaria superpuesta a un basamento rígido sometido a fallamiento, e igualmente se forman artesas o cuencas someras sobre bloques hundidos comprendidos entre dos fallas.

El desplazamiento sobre planos de ruptura o fracturas de suave inclinación se denomina cabalgamiento, resbalamiento o deslizamiento. Se puede incluir en la categoría general de fallas; los deslizamientos han sido definidos como pliegues-falla (figura V.7).

A B e o

Figura V.7. Desarrollo de un pliegue anticlinal-sinclinal recostado basta la falla (Mattauer, 1976).


Los pliegues evolucionan basta constituirse en cabalgamientos, tanto por fractura según la línea de charnela, donde el momento flector es máximo, como por adelgazamiento-cizallamiento en la zona media de sus flancos.

Las épocas o episodios del plegamiento son acontecimientos importantes en la historia geológica de un segmento cortical y en consecuencia han de ser datados con la mayor exactitud. El plegamiento es, evidentemente, posterior al depósito de la roca implicada más reciente.

Es posible establecer una secuencia de acontecimientos entre pliegues, cruceros y lineacienes. En el campo se observa que algunas estructuras están plegadas, trastornadas o atravesadas por otras posteriores superpuestas. Las más antiguas o más jóvenes que un determinado pliegue son incongruentes con respecto a él. Por esta razón es importante, en regiones de plegamiento múltiple, obtener las relaciones de edad entre las diversas estructuras antes de proponer el esquema geológico general.

FALLAS

Los movimientos de la corteza terrestre que crean los pliegues son tan lentos que las masas de roca pueden ajustarse a ellos sin ruptura. Cuando los movimientos de la corteza son de tal naturaleza que fracturan la masa de roca y desplazan las secciones separadas, se produce un rasgo estructural llamado falla. El plano que limita a las dos masas de roca se llama plano de falla (figura V.8a), el cual a veces tiene estriaciones que indican la dirección del movimiento.

El movimiento total de una falla puede llegar a ser de varios kilómetros, o del orden de milímetros, en cuyo caso recibe el nombre de microfalla. Las fallas tienen estrechos vínculos con las fracturas y, con frecuencia, son paralelas. En una falla ha habido rompimiento y desplazamiento, mientras que en una fractura no hubo movimiento a través del plano de discontinuidad.

a

Figura V.8. Esquema del plano (a) y de los bloques de techo y piso en una falla (b). b

Algunas veces las fallas separan grandes masas de roca de la corteza, formando los bloques ofallados que constituyen montañas.

La clasificación de las fallas se basa en el movimiento relativo de las dos masas de roca implicadas en el fenómeno. La masa de roca que queda encima del plano de falla se llama bloque de techo, y la que queda abajo, bloque de piso (figura V.8b).

La falla en la que el bloque de techo se movió hacia abajo en relación con el bloque de piso, es unafalla normal, producto de esfuerzos de tensión o de la acción de la gravedad (figura V.9a). En el caso contrario, en el que el bloque de techo se movió hacia arriba en relación con el bloque de piso, se tiene una falla inversa, producto de esfuerzos de compresión (figura V.9b).


Una falla se llama normal cuando la secuencia litológica o estratigráfica no se afecta en su relación temporal, es decir, al desplazar hacia abajo el bloque de techo las rocas más jóvenes quedan siempre sobre las más antiguas, por lo tanto la secuencia se conserva normal; la falla se llama inversa cuando la relación se invierte, es decir, al desplazarse el bloque de techo hacia arriba, las rocas más antiguas cubrirán a las más jóvenes.

(IJJ

Figura V.9. Izquierda falla normal. Derecha falla inversa.

El ángulo de buzamiento de una falla inversa generalmente es menor de 45° (figura V. lO), mientras que en la falla normal tiende a ser mayor (figura V.11 y foto V.l3).

Figura V.lO. Falla inversa con su plano de falla en ángulo menor de 45°(Mattauer 1976).


Figura V.ll. Falla normal con ángulo del plano de falla cercano a la vertical.

Foto V.l3. FaUa normal en el camino Cadereyta, Qro.-Zimapán, Hgo. Obsérvese el plano de faUa con ángulo ligeramente mayor a 45°

Una falla a lo largo de cuyo plano hubo movimiento horizontal recibe el nombre de falla de desplazamiento de rumbo, transforme o transcurrente, no hay desplazamiento vertical en los bloques y, como en el caso de la falla inversa, también se debe a esfuerzos de compresión (foto V.14, figura V.l2).

Al máximo desplazamiento entre un bloque y otro, en el caso de las fallas normales e inversas, se le denomina salto de falla (figura V .13).

Figura V.l2. Esquema de una falla de desplazamiento de rumbo.

Foto V.l4. Falla de San Andrés, California, EU. Se trata de una falla transforme.

Generalmente la roca se encuentra triturada en la superficie del plano; a este material fragmentado se le conoce como brecha de falla, la que puede tener espesores desde milímetros hasta decenas de metros (foto V.l5).

Foto V.l S. Relleno de un plano de falla con material de composición diversa (cobre, barita, calcita, síJice). Mina de uranio "Los Amoles'\ Sonora, Méx.


Figura V.l3. Esquema del salto de falla en una falla normal.

Esta masa rocosa, fragmentada y triturada, se intemperiza con facilidad y contiene muchos poros y espacios, los cuales se rellenan con agua durante las épocas de lluvia o con agua subterránea si la zona es profunda. El agua fluye con rapidez debido a la alta permeabilidad de la roca, lo que puede provocar derrumbes en los túneles que atraviesan los planos de falla

A partir de las fallas normales e inversas, se crean los demás tipos. Si el plano de la estructura es vertical no es posible decidir cual bloque subió o bajó, en este caso se le denomina simplemente falla vertical (foto V .16, figura V .14).


Foto V.16. FaUa vertical en andesitas del Terciario en el río Santiago, cerca de la C.H. Aguamilpa, Nayarit.

Figura V.14. Esquema de una falla vertical

Cuando el plano tiende a la horizontal o su echado es muy pequeño y el bloque de techo fue desplazado hacia arriba, se tiene unafalla de cabalgadura (foto V.l7); si el movimiento a lo largo del plano es rotatorio, es decir, en un extremo de la falla el bloque de techo sube y en el otro baja, tenemos una falla de tijera o rotacional.

Foto V.17. Plano de la faUa de cabalgadura "El Doctor" en Zimapán, Hgo. El bloque de techo está compuesto por calizas masivas del Cretácico Medio, correspondientes a la Formación El Doctor; el bloque de piso está representado por lutitas intercaladas con areniscas de la Formación Soya tal del Cretácico Superior.


JUNTAS

Una fractura que no ha sufrido movimiento apreciable paralelo a ella es una junta. En las rocas ígneas muchas de estas estructuras se originaron por la contracción durante el enfriamiento, sin conexión con los movimientos de la corteza. Sin embargo, un gran número de juntas que cortan rocas de todas clases probablemente son resultado de esfuerzos relacionados con el arqueamiento, plegamiento y fallamiento (figura V. l5).

Estas discontinuidades se presentan en grupos paralelos que se denominan juegos. La combinación de dos o más juegos que se intersecan forman un sistema.

Las juntas de un grupo dado son casi paralelas entre sí, pero el conjunto puede estar dispuesto vertical u horizontalmente, o con cierto ángulo. La mayor parte de la masa de roca está atravesada por más de un grupo; a menudo son dos los conjuntos que se intersecan en ángulos aproximadamente rectos.

Figura V.IS. En las crestas de los anticlinales generalmente se desarrollan grupos de juntas que también reciben el nombre de diaclasas.

Un patrón de juntas esencialmente horizontales se llama laminación o laminado. En este caso se presentan próximas a la superficie, pero se apartan a medida que aumenta la profundidad, hasta que parecen ocultarse a unas decenas de metros.

FORMAS DE EMPLAZAMIENTO DE LAS ROCAS ÍGNEAS

Las masas de roca ígnea que se formaron cuando el magma se solidificó dentro de la corteza terrestre se llaman plutones. Cuando las rocas tienen una disposición definida en capas, nos referimos al magma que las invade como concordante si sus límites son paralelos a la estratificación, o discordante si atraviesa la estratificación (figura V.l6).


Meseta de basalto

Figura V.16. Distribución dentro de la corteza de las formas de emplazamiento de las rocas igneas.

Los plutones se clasifican en macizos o tabulares conforme a su tamaño, forma, y relaciones con las rocas que los circundan; ambos pueden ser concordantes o discordantes (figura V .17):

Figura V.l7. Distribución y relaciones con la roca encajonante de las diversas formas de emplazamiento de las rocas ígneas.

Los plutones macizos generalmente son de gran tamaño, sin forma tabular:

El batolito es un plutón discordante, cuyo tamaño aumenta a medida que se profundiza, su techo o parte superior tiene una forma dómica irregular. El nombre proviene del griego bathos (profundo) y lithos (piedra). En este caso el término "grande" significa un afloramiento de más de 100 km2

• El plutón que tiene una superficie de afloramiento menor, pero que muestra las otras características de un batolito, se llama tronco o stock (foto V.18).


Foto V.18. Afloramiento de un domo o tronco riolítico observable desde el camino Temascaltepec-VaUe de Bravo, Edo. de Mex., México. (Cortesía del lng. Felipe García Villegas).

Esta estructura representa a la cámara magmática, generalmente es de composición granítica y se forma por la cristalización lenta del magma dentro de la corteza terrestre. Después de la elevación y erosión de las montañas, queda expuesta en la superficie, en forma de afloramientos que pueden tener centenas de kilómetros de longitud por decenas de ancho. Son masas alargadas que siguen la dirección de antiguas cadenas montaftosas. La roca encajonante se fractura y deforma, además de sufrir transformaciones en su composición mineralógica, lo que causa el metamorfismo de contacto.

El lacolíto es un plutón macizo concordante, formado cuando el magma se introduce entre los estratos de alguna secuencia sedimentaria y empuja hacia arriba a las rocas que lo cubren, creando una especie de hongo (foto V .19). Si la relación de la extensión lateral contra el espesor del plutón es menor de 1 O, se clasifica como !acolito; si la relación es mayor de 1 O, se denomina manto.

Foto V.19. Parte superior de un lacolito de composición dolerítica, cubierto por estratos de arenisca que actuaron como roca encajonante. Cerro La Americana, Manuel Benavides, Chihuahua, Mex.


Un lopolito es lo contrario de un lacolito; también es concordante y se forma cuando el magma se desplaza a lo largo de los estratos hasta concentrarse en el punto intermedio; el peso hunde las capas que lo soportan, provocando la formación de una estructura en forma de U con los brazos alargados. Al igual que en los demás plutones macizos la cristalización es lenta y da lugar a rocas de textura fanerítica, de composición intermedia a ácida.

Los plutones tabulares son de poco espesor en relación con sus otras dimensiones; entre ellos se pueden mencionar:

El manto o sil!, que es concordante y puede ser horizontal, inclinado o vertical, dependiendo de la posición de las rocas con las que está en concordancia (foto V.20). Varía en tamaño desde láminas de menos de 2 o 3 centímetros de espesor hasta masas de 100 o más metros de potencia. Se puede confundir con derrames de lava sepultados posteriormente por otras rocas, pero el manto, como roca intrusiva, resulta siempre más joven que la roca que lo rodea.

Foto V.20. Manto o sill andesitico intrusionando planos de estratificación de areniscas, calizas y lutitas de la Formación Trancas del Jurásico Superior. Pozo de Oscilación de la C.H. Zimapán, Hidalgo, Méx.

El dique es discordante y se origina cuando el magma se abre camino a lo largo de una fractura o falla que afecta a las rocas adyacentes (foto V.21). Su espesor va de unos cuantos centímetros a varios metros. Su longitud puede alcanzar 1 00 kilómetros.

Foto V.21. Diques de aplita granítica rellenando fracturas en andesitas del Terciario. Arroyo Los Amoles, Sonora, Méx.

INTRODUCCIÓN

CAPÍTULO VI MÉTODOS GEOFÍSICOS

La exploración geofísica es un método indirecto, complemento del mapeo geológico superficial y de la interpretación geológica del subsuelo; sus técnicas ayudan a describir aproximadamente las formas geométricas y las propiedades mecánicas de las rocas a profundidad.

La exploración geofísica generalmente aporta dos tipos de resultados:

• Evalúa las propiedades físicas del macizo rocoso, como la resistencia a la corriente eléctrica, la velocidad de las ondas compresionales y longitudinales, la susceptibilidad magnética, la densidad, etc. Estos resultados se calculan a partir de los datos obtenidos de instrumentos de medición física.

• Revela la distribución de las unidades geológicas mapeadas. La interpretación de esta información, basada en un modelo de la estructura geológica, permitirá determinar con cierta exactitud su geometría en el subsuelo. Por ejemplo, los datos interpretados pueden indicar la profundidad de cada estrato en una secuencia estratigráfica, o el espesor de una zona de falla en un modelo de una falla tabular con paredes continuas.

Los métodos geofísicos que implican el uso de sismógrafos, gravímetros, magnetómetros y resistividad eléctrica, pueden proporcionar datos muy útiles sobre la estructura y la configuración de los estratos y sobre la localización de las discontinuidades más importantes, como las fallas, diaclasas o fracturas. Los métodos sísmicos pueden usarse para obtener estimaciones de la calidad de la roca y, por ser indirectos, proporcionan información sobre características estructurales del macizo rocoso, con márgenes de tolerancia en su precisión.

La interpretación es un proceso fundamental y complicado que debe ser responsabilidad de un técnico con experiencia quien, apoyado en la geología y en la exploración directa del subsuelo mediante barrenos, ampliará la utilidad de la geofísica.

Este capítulo está basado en los textos de P. Barriga, J. Cantos Figuerola y M. B. Do brin.

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ESTUDIO GEOFÍSICO

Los métodos geofisicos son actualmente utilizados en estudios de factibilidad para la cimentación de proyectos de grandes obras de ingeniería civil. Ayudan de manera significativa en la percepción de los problemas geológicos que no son visualizados superficialmente, al determinar algunas propiedades geomecánicas de las rocas y suelos, espesores de roca intemperizada, capas permeables, contactos geológicos, espesores de rellenos aluviales, etc. Por ello es recomendable utilizar al máximo métodos geofísicos, que son más económicos y rápidos que la exploración directa, y en general la complementan. Los métodos geofísicos más útiles para fines geotécnicos son los siguientes:

Método Sísmico

Los métodos sísmicos utilizan dos características importantes de las formaciones rocosas, una de ellas es que, según la naturaleza de las rocas, varía la velocidad de propagación de las ondas elásticas y la otra es que, particularmente los bloques o prismas sedimentarios, están separados por superficies de contacto definidas que reflejan parte de la energía generada por las ondas elásticas (figura VI.l).

5 a d

Figura VI. l. Trayectoria de ondas elásticas terrestres producidas por una explosión cuando los estratos subyacentes son horizontales. Las capas señaladas 1, 3 y 5 ofrecen menor velocidad de transmisión de estas ondas que las capas 2 y 4. Punto de impacto, s. Es de notar que el ángulo crítico, set, varía para las diversas formaciones. Se indica aqui solamente con un valor aproximado, para fines ilustrativos.

El método se basa en las distintas velocidades de propagación de las ondas elásticas en medios de constitución diferente. Al respecto es pertinente recordar que en general la diversidad de materiales tienen densidades y pesos específicos bastantes similares, sin embargo, los módulos elásticos son muy diferentes. Como la velocidad de propagación de las ondas elásticas depende del módulo de elasticidad y se correlacionan con él de manera confiable, las velocidades de propagación pueden indicar cambios en la naturaleza de los materiales y estratificaciones.

MÉTODOSGEOFÍSICOS 101

Tomando en cuenta lo anterior en prospección sísmica las ondas se generan artificialmente por medio de explosiones. Para registrar estas vibraciones del terreno, producidas por las explosiones, se emplean instrumentos sensibles llamados sismógrafos o geófonos.

Los sismógrafos se proyectan generalmente para medir solo una de las componentes del movimiento del terreno. Con tres sismógrafos que midan las tres componentes tendremos el vector del movimiento completo del terreno.

El movimiento del terreno se presenta en forma de ondas que se transmiten hacia la superficie donde se localizan los instrumentos de medición, a estas ondas se les conoce como ondas superficiales.

Las ondas superficiales son aquellas que existen únicamente en la superficie libre de un medio elástico; se conocen dos tipos:

l . Ondas Rayleigh. Son una combinación de ondas longitudinales y transversales. En ellas la vibración de las partículas se efectúa en el plano perpendicular a la superficie y por lo tanto a la dirección de propagación, siendo su movimiento elíptico y retrógrado.

2. Ondas Love. También son una combinación de las ondas longitudinales y transversales; en ellas el desplazamiento de las partículas es horizontal o paralelo a la dirección de propagación. Estas ondas se propagan en un medio que está limitado en su parte superior por una superficie reflectora ideal. Ambos tipos de onda se ilustran en la figura VI.2.

Figura VI.2. Ondas Love y Rayleigb.

En prospección sísmica la mayor parte de la energía producida es en forma de ondas longitudinales o de compresión. Este método se aplica en dos modalidades: de reflexión y de refracción.

Reflexión Sísmica. Analiza las trayectorias de las ondas longitudinales originadas por una fuente de energía sísmica, en este caso una explosión, la caída de una masa o el impacto de un proyectil.


La energía es propagada radialmente desde la fuente siguiendo las leyes de la óptica: refracción y reflexión. Las trayectorias de las ondas utilizadas con este método son aquellas que se reflejan en los contactos entre capas, de acuerdo al principio de Fermat o de trayectorias de tiempo mínimo (Figura VI.3).

FU .ENTE

REFLEXIóN ~1S!\fiCA

Figura VI.3. Reflexión Sísmica ( Cortesía del Ing. Pablo Barriga Llanos).

En los estudios de geotecnia, el método sísmico de reflexión se utiliza para objetivos relativamente someros, comúnmente de O a 300m de profundidad, por ejemplo para determinar zonas saturadas en acuíferos aluviales, detectar fallas, delinear el perfil rocoso en el valle de un río y detectar cavernas. Para objetivos de más de 500 m de profundidad, la reflexión se emplea en la exploración petrolera, con equipo de mayores alcances y procesos digitales.

Refracción Sísmica. Por su parte, el método de refracción aprovecha las trayectorias de las ondas refractadas en los contactos entre las capas (Figura VI.4). Se hacen tendidos rectilíneos en los cuales se colocan geófonos a distancias conocidas; éstos se conectan mediante un cable al sismógrafo, aparato que registra las señales generadas por la fuente sísmica, la cual debe situarse en

MÉTODOS GEOFÍSICOS 103

cada uno de los extremos de la allineación de geófonos, así como a cierta distancia sobre la línea del tendido y a menudo en puntos dentro del mismo. Del registro de señales amplificadas, conocido como sismograma, se miden los tiempos del primer arribo de las ondas sísmicas, cuyo análisis de velocidades en función de la distancia permite elaborar un modelo de capas con velocidad sísmica y espesor definidos.

La aplicación de este método en la geotecnia es muy frecuente, sobre todo para determinar el espesor de la roca intemperizada y medir la variación espacial de algunos parámetros como la velocidad sísmica y la absorción, los cuales pueden ser relacionados al tipo de roca, la porosidad, el fracturamiento, la alteración y otros factores geológicos.

P.T. (Punto do tiro)

~yo. rdractadus qut vil,lan o el eontnto tupmor

de- w ca¡w para efwun el tiempo mfnimo dt recorrido

REFR4.CCIÓN SÍS1\1ICA

Figura VI.4. Arreglo de un Tendido de Refracción Sísmica (cortesía del lng. Pablo Barriga Llanos).

En la tabla Vl.l se presentan rangos de velocidad de propagación de ondas elásticas en diferentes tipos de suelos y rocas.


SUELOS

Limos y arenas Compactos 0.4-0.7 Arables

Sueltos 0.2-0.4 Arables

Arcillas Duras 0.6-1 .0 Arables

Blandas 0.2-0.3 Arables

Soleos y gravas 0.2-0.4 Arables

ROCAS ÍGNEAS

Sano 4.5-6.0 Explosivos

Granito Poco fracturado 1.5-4.5 Explosivos

·Muy fracturado 0.7-1 .8 Explosivos

Alterado 0.4-1.0 Explosivos o Intermedio

Poco fracturadas 3.8-5.0 Explosivos

Riolita y andesita Muy fracturadas 1.5-3.8 Explosivos

Alteradas 0.9-1 .5 Arable

Sanos 5.0-6.0 Explosivos

Basaltos Poco fracturados 1.4-5.0 Explosivos

Muy fracturados 0.7-1.4 Explosivos

Alterados 0.5-0.7 Intermedio o arables

Sanas 1.4-1.8 Intermedio

Tobas Poco fracturadas 1.2-1.6 Intermedio

Muy fracturadas 0.4-1.2 Arables

Alteradas 0.3-0.7 Arables

ROCAS SEDIMENTARIAS

Calizas 1.5-4.0 Explosivos

Areniscas 0.6-2.5 Arables hasta 0.8 km/s aproximadamente; después requiere explosivos.

Aglomerados 0.2-0.9 Arables

Conglomerados 1.0-3.0 Generalmente explosivos

Lutitas Duras 1.2-4.0 Explosivos

Blandas 0.6-1.4 Arables


El método eléctrico está basado en las diferencias de conductividad eléctrica que presentan los materiales en el subsuelo. Esta característica se correlaciona con otras de tipo geológico y mecánico (tabla VI.2).

Rocas y Fluidos

Arcillas

Arenas secas

Arenas saturadas de agua dulce

Arenas saturadas de agua salobre

Arenas saturadas de agua salada

Lodo de perforación

Agua potable

Peñones, gravas y arenas secas

Peñones,gravas y arenas saturadas

1 o·1 1 10

-------t--.... -

Resistividad ; P, en ohm

1~ 1~ 1~ 1~ 1~

---- -- ----1---+-~

----- ------ __ ... _

----- ------ ------~~ Micaesquistos arcillosos ------ ------ ~-...¡

Micaesquistos cuardicos ------ ------ -- ---4---.;.-...¡ Areniscas macizas

Areniscas porosas

Caliza maciza

Caliza porosa

Granito macizo

Granito meteorizado

Gneis macizo

Lutita

Anhidrita

Sal

------------ ---·-~

-------- --- __ ..... _ .... _

------ ------ ----- ----.--... -~ ----- ----- -----·-· -- ---¡--- ---

-----1----------- -----

------------1------ -----

( Según M. Méndez Arocha ]

Tabla VI. 2. Resistividades eléctricas de los suelos y rocas más comunes.

106 JOSÉ MARÍA ellA VEZ AGUIRRE

La resistividad de un material es el grado de resistencia ofrecido por el cuerpo al paso de la corriente eléctrica.

La resistividad específica de una substancia es la resistencia opuesta por un cubo de 1 cm de arista al paso de la corriente en ese material. Se mide en ohmios-cm. La conductividad es recíproca de la resistividad.

En condiciones naturales. las rocas se hallan más o menos húmedas, ya sea en su superficie o en el interior de sus espacios porosos. Lo anterior hace que la conductividad eléctrica de una roca dependa de su contenido de agua intersticial, particularmente de la naturaleza y cantidad de sales solubles que hay disueltas en dicha agua, más que de las características minerales de la propta roca.

Los métodos geofísicos de prospección eléctrica tienen dos variantes: resistividad y caída de potencial.

Sondeo Eléctrico Vertical. Por medio de mediciones de potencial eléctrico y corriente eléctrica efectuadas en la superficie~ es factible obtener la distribución en profundidad de la resistividad. En la actualidad existen varios métodos pero el más utilizado es el de sondeo eléctrico vertical (SEV), con arreglo electródico Schlumberger. Consiste en una serie de determinaciones de resistividad aparente, realizadas con un punto central fijo para una separación variable básicamente entre los electrodos de corriente (A y B, Figura VI.5). Dicho arreglo permite obtener buena calidad en las curvas de resistividad aparente y las operaciones de campo son más sencillas. El equipo de campo consta de un transmisor de corriente continua, un medidor de potencial eléctrico y cuatro electrodos.

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SONDEO ELECTRICO VERTICAL

.... 1

Figura Vl.S. Sondeo Eléctrico Vertical con el arreglo Scblumberger (Cortesía del lng. Pablo Barriga Lla--- _,


En el método de caída de potencial se colocan electrodos de corriente distribuidos a distancias equivalentes a 5 ó 1 O veces la profundidad que se desea explorar y se hacen las medidas cerca de uno de ellos.

Con los datos de tres electrodos de potencial, alineados con el electrodo de corriente, se mide la caída de potencial entre los puntos donde se localizan este tipo de electrodos.

Para obtener los valores de caída de potencial la distancia R varía, manteniéndose constante el valor b, que es el espaciamiento entre los electrodos de-potencial, generalmente del orden de R/3.

Con los valores así obtenidos, se dibuja la relación entre las caídas de potencial y el valor de R; un cambio brusco de curvatura en ese diagrama indica la presencia de un suelo cuya resistividad difiere del que lo cubre.

El método es adecuado para detectar estratos inclinados; sin embargo, no ocurre lo mismo en casos de estratificación horizontal, por lo que, para fines de ingeniería civil, se prefiere el método de resistividad.

Magnetometría. Este método estudia las perturbaciones del campo magnético terrestre causadas por fuentes anómalas, que se encuentran bajo la superficie terrestre, a través de la separación de los efectos regionales (profundos) y residuales (someros). En la exploración geotécnica es utilizado en la localización de estructuras y contactos geológicos asociados a diques intmsivos y otras rocas ígneas, así como a cuerpos mineralizados, la determinación del basamento rocoso, y la detección de objetos metálicos enterrados. Aunque puede ser muy útil, requiere de un cuidadoso trabajo de procesamiento e interpretación de los datos, por el manejo de la bipolaridad de los resultados.

Gravimetría. Consiste en medir las desviaciones de la atracción de la gravedad causadas por variaciones horizontales en la densidad. La gravedad es un campo potencial, al igual que el campo magnético, por lo cual su magnitud depende de la posición relativa entre la fuente anómala y el punto de observación. En la exploración geotécnica puede emplearse para detección de cavernas, delimitación de zonas de cizallamiento por intrusiones y fallas, determinación de plutones someros y zonificación de deslizamientos de tierra.

Polarización inducida. Es un fenómeno de corriente eléctrica estimulada que se observa como una respuesta de voltaje desfasado en los materiales terrestres. Se inyecta una corriente al terreno por medio de dos electrodos y se mide la cargabilidad entre otros dos electrodos, de manera similar a los métodos de resistividad. Este método fue desarrollado para detectar pequeñas concentraciones de mineralización diseminada (aplicación minera ).En geotecnia se puede emplear para la determinación de contactos geológicos, la detección de fallas y la investigación de deslizamientos de tierra.

Potencial Natural. Los potenciales eléctricos naturales tienen su origen primordialmente en la polarización eléctrica de cuerpos conductores, el movimiento de fluidos, o fuentes de calor bajo la tierra. Las investigaciones que utilizan este método se orientan a localizar y delinear fuentes asociadas con tales flujos. Este método fue primero utilizado para exploración minera, pero recientemente se ha incrementado su uso para geotermia e ingeniería; ofrece una adquisición de

108 JOSÉ MARÍA CHÁVEZAGVIRRE

datos de campo relativamente rápida y resulta apropiado para reconocimiento o investigación inicial de un área antes de emprender estudios más intensivos con otros métodos geofisicos y geotécnicos.

Sus usos específicos incluyen detección de filtraciones de flujo asociadas con presas, diques y otras estructuras contenedoras; estudios del movimiento del agua subterránea, así como delineación de patrones de flujo en las inmediaciones de deslizamientos de tierra, pozos, fallas, conductos y túneles.

Sondeo Magnetotelúrico. Las exploraciones electromagnéticas incluyen métodos que son ahora ampliamente utilizados para investigar la geología del subsuelo, al caracterizar variaciones en la resistividad del terreno. Tales variaciones generalmente son causadas por estructuras o cambios de porosidad, contenido de arcilla, salinidad del agua contenida y grado de saturación. Se han ideado varias técnicas y arreglos, con sus ventajas y desventajas, pero básicamente todos ellos miden componentes de los campos eléctrico y magnético para calcular la impedancia y la fase en función de la frecuencia. La inversión de esa información conduce a determinar un modelo de resistividad somera y a profundidad (1 000 m).

Registros GeoíiSicos de Pozos. Cada vez es más común el uso de los registros geofísicos de pozos para el reconocimiento y la caracterización de fracturas. Se clasifican en tres tipos:

(1) Métodos convencionales, que incluyen los registros que se corren rutinariamente en las investigaciones, como son: "caliper", de flujo, de temperatura, eléctrico, sónico y nuclear (Figura VI.6).

(2) Métodos híbridos basados en los convencionales pero con varias modificaciones que fueron específicamente diseñadas para obtener información sobre fracturas y el flujo del fluido asociado.

(3) Métodos especializados, recientemente derivados de la industria petrolera o geotérmica y del almacenamiento de desechos nucleares.

Límitaciones de los métodos. En la estructura de la litosfera, las formaciones de rocas cuyo carácter físico varía están dispuestas diversamente. En términos generales, las rocas son más densas a medida que aumenta la profundidad, pero en algunos lugares hay formaciones de densidad relativamente baja que se hallan enterradas a gran profundidad, y en otros lugares, rocas densas se hallan cerca de la superficie. Análogamente, yendo de una localidad a otra, pueden existir diferencias muy amplias en la susceptibilidad de las formaciones subterráneas. O también, materiales de susceptibilidad magnética relativamente elevada pueden hallarse en depósitos a escasa profundidad en un distrito, y a gran profundidad en otro. Y fmalmente, se pueden observar marcadas diferencias en la conductividad eléctrica de ciertas formaciones, en contraste con otras.

Teóricamente, una masa rocosa subterránea se puede distinguir, por medidas de carácter geofisico, de las masas contiguas, de las cuales difiere por alguna de estas propiedades; pero en la práctica los resultados de tales medidas están estrictamente limitados, en parte a causa de la sensibilidad de los instrumentos, en parte a causa de las dificultades que existen para efectuar obser-


vaciones de precisión en las condiciones en que se realizan los trabajos de campo, y en parte a causa de la dificultad, y con frecuencia a la imposibilidad de discernir entre los numerosos y variables efectos fisicos subterráneos inferidos, los cuales en conjunto determinan la resultante en realidad medida en una localidad dada.

REGISTRO PW 479 Moyo 1976 COLORADO

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REGISTRO PW 689 Junio 8,1976 COLORADO

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Figura Vl.6. Registro de resistividad y rayos gamma. Colorado, EU.

Es muy importante que el geotecnista reconozca: 1) que en la prospección geofisica, los métodos aprovechables son los que aquél puede utilizar con ventaja, al buscar una explicación de la estructura del subsuelo; 2) que todos estos métodos presentan limitaciones que deben ser conocidas y valoradas hasta donde sea posible para la mejor y más satisfactoria interpretación de los resultados, y 3) que todos estos métodos no son igualmente apropiados para cualquier problema o región dados. El mejor método se debe elegir después de una cuidadosa consideración de todos los factores implicados, y estos factores son geológicos y geofisicos a la vez.


De los métodos geofísicos que hemos descrito brevemente, los sísmicos han proporcionado los resultados de mayor resolución. De modo especial, el método de la reflexión ha sido muy empleado en el subsuelo tanto en la cartografía de reconocimiento como en la de detalle. Los métodos gravimétrico y magnetométrico tienen su principal aplicación en el reconocimiento regional, si bien el primero de ellos puede ser de importancia para el detalle de domos de sal, y el segundo para el detalle de la distribución de minerales magnéticos. Los métodos eléctricos son de limitada penetración en el subsuelo. Localmente, tienen aplicación para la prospección de ciertos minerales, así como para efectuar algunas prospecciones de ingeniería. Todas las diferentes clases de exploración geofísica requieren, para su adecuada ejecución, personal muy especializado y entrenado en matemáticas y física. En cambio, la interpretación de los datos obtenidos por medio de estos métodos puede lograrse satisfactoriamente con sólo los esfuerzos combinados del geofísico y el geólogo. En la tabla V1.3 se presenta un resumen de su aplicación y limitaciones, entre otros aspectos.


MÉTODO MÉTODO MÉTODO MÉTODOS MÉTODOS TESTIFICACIÓN MÉTODO

GRA VIMÉTRICO MAGNÉTICO SÍSMICO EL.ÉCTRICOS RA DIACTIVOS GEOFISICA GEOQUÍMICO

Estudios de recono- Profundidad del basa- Estrucruras. Estructuras .. Fal las. Filones y placeres. Resistividad, Yacimientos cimiento y comple· mento (gran empleo). Trampas. Fallas. Siruación a profun- Minerales radiacti- porosidad y veloci- petTallferos y de mentarios. Menas magnéticas. Fe, Profundidades. didades no muy vos y sus paragcné- dad de propaga- minerales metál i-Estructums ant icli • Ni, Cr, Ti, Profundidad Espesores. grandes (poco ticos. U, Th, Nb, ción. Rayos cos. Criaderos de nales y sincl inales. y volumen (gran Secciones tiempo empleo). Be, Bi. Sn, etc. gamma. Situación sulfuros. Fallas. Diapiros. empleo). o profundidad de Minerales conduc- Yacimientos perfecta y espesor

V> Domos salinos En aguas: Contactos gran perfección. tares en generaL potásicos y apatlti- de los horizontes ~ = (mucho empleo). con rocas hipogénicas Es el más Sulfuros. Masas. cos. Diques pe¡.'l!Ul· productivos ( em-o Filones y masas de que pueden ser de importante de Filones (mucho tit icos. pleo casi impres-'ü <': minerales con interés hidrológico. todos los méta· ~mpleo). cindible). .:! contrastes de dos. En aguas: Estructu- En minerales: Toma Q. densidad. Grandes masas ras. Sinclinales. de muestras en los < En aguas: Estructu- de minerales. Resistividad. horizontes atrave-

ras. Fallas. Cavernas Situación y Profundidad de los sados (poco uso). poco profundas que profundidad. aeulferos (gran En aguas: Potencia pueden contener empleo). y porosidad de los agua. mantos acuiferos

para su mejor explotación.

Gravedad total y Susceptibil idad magné- Velocidad de Resistividad. Radioactividad de Resistividad. Elementos, residual del campo ti ca de rocas y minera- propagación de Potenciales natura- minerales y rocas. Potencial espontá- medidos en partes

"' de las rocas. les. Valores medidos en las ondas sismi- les. Campos Medición de las neo. Rayos gamma. por millón.

o Gravedad en miliga- gammas. cas. Valores en eléctricos induci- emisiones al fa, beta velocidad sismica. "" i les. (bipolaridad). m. por segundo. dos. Profundidad de y gamma. Golpes o Porosidad. lnduc-E capas y horizontes destellos por ción magnética.

"' acuiferos. Polariza- minuto. Registro de neutro-t o ción inducida. nes. Dcnstdades. Cii Jncl inación y >

dirección de las capas. Temperatu-ras.

Grav!metros Magnetómetros. Balan- Geófonos Potenciómetros Detectores Geiger Testificadores Epectro-

"' Balanzas de torsión zas magnéticas. Magne- Hidrófanas. Bobinas electro- Muller. Cintilómc- eléctricos y ra- fotómetros. o "' - o y péndulos (en tómetros de vapor de Registradores magn6ticas. Equi- tros. Berilómetros. dioactivos. Rayos Especrrógrafos. ~"" E ¡:¡ desuso). Cesio. Magnetómetros automático y pos de corriente Emanómetros. gru1Una. Registra- Cromatógrafos. =- de flujo. digital. alterna con fre· dor de neutrones. Reactivos y ... c. - E cuencia variable . Tnclinómetro y análisis químicos. .S ~

fotoclinómetro. Sonda sónica

Terrestre y Marina. Terrestre y aérea. Terrestre. Terrestre: Sondeos Terrestre y aérea Terrestre Terrestre e Marina como comple- Sísmica por de resistividades. <> ·e:; mento de otros . refracción y por Campos de poten-.... ... reflexión. cial. Polarización c. "' Sísmica marina. inducida. Electro-E c. magnético. Telúri-... ca. Aéreo: 't> o c. electromagnético. ¡:: Radiofase. E. Fase.

lmput. Prof. efectiva 7000 Profundidad de basa- Secciones fallas. Filones. Mapas de isoano· Características Mapas de isoa-m. Mapas de Ano- mentas. Mapas magné- sísmicas a gran Profundidad de malias radioactivas fisicas y potenciales nomal ias y de

¡s ~ malía de Bouguer. ticos, localización y profundidad. minerales y mantos y localización de de los terrenos isocontcnidos de ,, Residuales y trans- profundidad de masas Domos. Diapi- acuíferos. minerales radioac- perforados. Espeso- propano, metano, tl ·-- e

:0 ... fonnados. magnéticas. Cubicación. ros. Fallas. ti vos. res y profundida- níquel y bacterias , -.. ~ Profundidad de des. Diagrafias. en petróleo. Toda a: o la estrati ficación. clase de clemcn-

tos en minerales. No proporciona No proporciona medí· Se necesita A pi icación especi- Mide manifestacio-

~ medidas directas de das directas de la calibrar la fica, resultados con nes superficiales. e o la geometrla de la geometría de la roca. velocidad para causas variables de Se usa en barrenos. ·¡:; tl roca. detenninar detección.

:§ profundidades . ..J

Tabla Vl.3. Los métodos geofísicos de prospección. Modificada de Cantos Figuerola (1974) y Hoek y Brown (1985).

CAPÍTULO VII EL TIEMPO GEOLÓGICO

INTRODUCCIÓN

Para comprender el desarrollo de nuestro planeta, debemos tratar de olvidar por un momento nuestro concepto del tiempo, el cual no se mide por la vida del hombre. Hace dos siglos, la historia de la humanidad era toda la historia, pero ahora sabemos que somos un minúsculo punto en la enorme línea de la evolución.

El estudio de la Geología expande nuestro concepto de la duración del tiempo. Como la vida es corta, tendemos a pensar que quince o veinte años son muchos. En la mayoría de los puntos de referencia, cien años son demasiados. Sin embargo, estudiando la Tierra y los procesos que operan en ella, comprendemos que su historia se mide en millones e incluso en varios billones de años.

Las rocas son registros del tiempo y, a partir de sus interrelaciones, los eventos de la historia de la Tierra pueden ser ordenados cronológicamente.

Para la elaboración de este capítulo recurrimos a las obras de autores como N. K. Coch, A. Holmes, H. Lahee, L. D. Leet y F. Press.

MEDICIÓN Y ESCALAS DEL TIEMPO GEOLÓGICO

El Tiempo Geológico se defme de dos maneras:

• El Tiempo Relativo, que indica si sobrevino un evento en la historia de la Tierra antes o después que otro, haciendo caso omiso a los años.

• El Tiempo Absoluto, que mide el evento geológico, nos dice si éste tuvo lugar hace unos cuantos años, hace mil millones de años, o en alguna fecha más lejana aún en la historia de la Tierra.

El Tiempo Geológico Relativo ha sido determinado, en gran parte, por la posición relativa de las rocas sedimentarias, cada una de las cuales representa cierta cantidad de tiempo. Al ordenar va-

11-1 JOSÉ MARÍA ellA VEZ AGUIRRE

rias de estas rocas en su secuencia cronológica apropiada, se empieza a construir una escala del Tiempo Relativo.

El principio básico para determinar si una roca sedimentaria es más antigua que otra se conoce como la "ley de superposición" de Nicolas Steno (1669): "En una serie de rocas sedimentarias que no haya sido volcada, la capa superior es siempre la más joven y la capa inferior es siempre la más antigua".

Puesto que no todas las secuencias de roca son iguales en todos los puntos del planeta, se debe juntar o integrar la secuencia de localidad en localidad. Este proceso de ligar o relacionar la secuencia de un lugar con la de otro, se conoce como "correlación", palabra tomada de las voces latinas "juntar" y "relacionar".

Sabemos que las huellas de oleaje en una arenisca se formaron por la acción de corrientes marinas, o que las conchas que se encuentran en calizas son indicios de esqueletos de moluscos que vivieron en un mar que ya no existe (foto VII.l ).

Foto VD. l. Fósil de amonita del Cretácico Superior, Ojinaga, Cbibuabua, Méx.

Las rocas sedimentarias registran los cambios ambientales de la superficie de la Tierra, como el aumento o disminución del nivel del mar, los cambios de clima y de las formas de vida. Un horizonte de carbón es un testigo de la exuberante vegetación que creció en un pantano. La caliza, compuesta de restos de conchas fósiles, indica sedimentación en mares poco profundos. La sal se precipita del agua de mar o de lagos salinos solamente en climas áridos, por lo tanto un depósito de sal tiene significados climáticos específicos.

Durante más de dos siglos, los geólogos han extraído de las rocas evidencias de los eventos ocurridos en la historia de la Tierra, los que constituyen un registro del tiempo.

EL TIEMPO GEOLÓGICO 115

Los fósiles de una roca equivalen a un reloj orgánico por medio del cual el geólogo puede "contar el tiempo" e identificar eventos sincrónicos en la historia de la Tierra.

El "principio de la sucesión faunística" de William Smith (1769-1839) establece que grupos de animales y plantas fósiles aparecen en el registro geológico en un orden definido y que un periodo del Tiempo Geológico puede ser reconocido por fósiles característicos (foto VII.2).

Foto VD.2. Aunque el trilobita aparece en todo el Paleozoico, se pueden identificar periodos de tiempo por diferencias entre sus especies.

Los fósiles son restos de organismos que vivieron en otra época, como huesos y conchas, o la evidencia de su presencia, como huellas de pisadas. Su abundancia y diversidad son realmente asombrosas (foto VII.3, figura VII.l ).

Foto VD.3. Grabado de Pterodáctilo en areniscas del Jurásico.


Figura VII.l. Aunque no era un ave, el Pterodáctilo dominaba los cielos del Jurásico

Algunas rocas como el carbón y ciertas calizas están compuestas principalmente por fósiles y otras contienen millares de especímenes. Las formas marinas invertebradas son más comunes pero también se encuentran en muchas formaciones fósiles de vertebrados grandes, como mamíferos y reptiles (foto VTI.4, figura Vll.2).

Foto VII.4. Grabado de restos de Archeoptervx en areniscas del Jurásico.

Figura VII.2 El Archeopteryx fue la orimer ave en sentido estricto.

Utilizando los principios de superposición y sucesión faunística, los geólogos han determinado la secuencia cronológica de las rocas de todos los continentes, advirtiendo que la variación de los fósiles entre una capa y la siguiente, no es gradual sino repentina. Estos quiebres o lagunas en el registro de los fósiles sirven como límites entre estratos adyacentes. Así han construido una escala de tiempo geológico (tabla VTI.l) que es como un calendario de la historia de la Tierra:

Eón Era Peñodo Características

4000 Bacterias aminoácidos nrnu=unA<::

Proterozoico Precámbrico

2600 Protozoos, esponjas, pólipos, medusas

485

350 1 1 Paleozoica o 1 Carbonífero 1 (Misisí~ico) 1 Gran desarrollo de bosques y reptiles

~ Primaria

v"'ellSnvamco J

Pérmico Pangea, aridez o

Fanerozoioo 230 1 Triásico dinosaurios rimeros mamíferos ~

1 1 Mesozoica o Separación de frica y América del Norte, auge 195 Secundaria Jurásico de dinosaurios ~ Aumento de mamíferos, desaparición de

138 1 1 Cretácico dinosaurios al final del oeriodo ~ o

Terciario Oliaoceno Carnívoros ..... &; t~ 't,:\il ~ Cenozoica o 1 Mioceno Suavización del clima, Australopithecus ~ '! ' . ,..~l· ~ 't.

5 1 1 Terciaria Animales de aspecto actual, Istmo de Centro tfi;,,.~.-: · ·:'", N~·tl · ·,~ C).

-~~----- .. --.L.~ -- .,, ~ "'".· ~'"* ~ • " ~ CJ

Cuaternario 1 Holoceno 1 Retirada de glaciares. desiertos 1 ~1 Ja ...... ...... ""-.)


Las rocas más antiguas se designan con el nombre de Precámbrico, término general que se aplica a todas las rocas que yacen bajo las del Cámbrico. Aunque las rocas precámbricas representan el mayor volumen de tiempo geológico, tienen pocas subdivisiones, porque existe una casi completa ausencia de restos fósiles. Las rocas de esta era se correlacionan en base a sus características fisicas y a las fechas obtenidas de los minerales radiactivos que contienen.

Los nombres que aparecen en la columna geológica se refieren a unidades de roca que han sido ordenadas en secuencia cronológica de la más antigua a la más joven. Puesto que cada una de las unidades fue formada durante un intervalo de tiempo definido, ellas dan una base para establecer divisiones de tiempo en la historia geológica. De esta manera, hablamos de tiempo Cámbrico o de rocas cámbricas.

Los términos eras, periodos y épocas son defmiciones generales de tiempo. Así podemos referirnos a la era Paleozoica, o al periodo Pérmico, o a la época Pleistocena

El Precámbrico

Está representado por un grupo de rocas ígneas y metamórficas muy complejas que constituyen un gran volumen de la corteza continental. Para que estas rocas se produjeran, un gran espesor de rocas volcánicas y sedimentarias fue intensamente fallado y plegado, e intrusionado por rocas graníticas. Las rocas del Precámbrico contienen escasos fósiles de las formas de vida más primitivas. Es muy dificil, si no imposible, ordenar apropiadamente las capas individuales de roca con una secuencia estratigráfica detallada. La datación de granitos por métodos radiométricos ha aportado fechas con las que se han definido varios de los eventos más importantes.

La Era Paleozoica

Las rocas más jóvenes que el Precámbrico son mucho menos complejas y contienen gran cantidad de fósiles, lo que permite identificarlas y correlacionarlas. El término Paleozoico significa "vida antigua". Sus rocas contienen numerosos fósiles de organismos marinos, peces primitivos y anfibios. Se subdivide en los siguientes periodos:

Cámbrico proviene de Cambria, el nombre latín de Gales, donde fue estudiado por primera vez. En la mayor parte del mundo, las rocas cámbricas descansan sobre el complejo metamórfico deformado del Precámbrico.

Ordovícico se deriva del nombre de una antigua tribu gala, los ordovícicos; sus estratos cubren al Cámbrico y difieren en el tipo de fósiles que contienen.

Silúrico de Silures, nombre de una tribu británica, en cuyo territorio están expuestas las rocas que cubren al Ordovícico (figura VII.3).

Figura Vll.3. Del Cámbrico al Silúrico predominó la fauna marina.


Devónico se refiere a las rocas expuestas en Devonshire, Inglaterra (figura VI1.4).

Figura VII.4. En el Devónico se inició la migración de peces a las tierras emergidas y surgieron los primeros anfibios.

Carbonífero es el nombre de una secuencia de formaciones con carbón que cubren a las rocas del Devónico. Se estudió primero en Inglaterra. En los Estados Unidos se subdividió en Pensilvánico y Misisípico.

Pérmico se refiere a rocas expuestas en la provincia de Perm, Rusia, al oeste de los Montes Urales que corresponden a las que cubren al Carbonífero en Inglaterra.

La Era Mesozoica

Mesozoico significa "vida media"; el término se utiliza para un periodo del tiempo geológico en cuyas rocas predominan fósiles de reptiles y un número importante de fósiles de invertebrados. Esta era incluye los periodos Triásico, Jurásico y Cretácico (figura Vll.5).

Figura VTI.S. El Mesozoico inicia y termina con el dominio de los reptiles sobre las otras especies animales.

El Triásico se refiere a una serie de rocas muy plegadas que cubren al Paleozoico en Alemania (figura VII.6). Se denomina así porque en ese país está compuesto por tres unidades: el Buntsandstein (areniscas abigarradas), el Muschelkalk (calizas coquinoides) y el Dogger.

120 JOSÉ MARÍA CJiAVEZAGUIRRE

Figura VU.6. Durante el Triásico aparecieron los antecesores de los grandes reptiles.

El Jurásico se introdujo para definir estratos que se encuentran en las montañas Jura, en Suiza (figura VII.7).

Figura Vll.7. En el Jurásico los dinosaurios sobrepoblaron los continentes y dominar.on a las demás especies animales.

El Cretácico se re.fiere a formaciones calcáreas de Francia e Inglaterra. El término se deriva del latín creta, que es una variedad de caliza (figura VII.8).

Figura VII.8. Al finalizar el Cretácico los dinosaurios se extinguieron en forma repentina. Los impactos de asteroides y el intenso vulcanismo de la época contribuyeron a su desaparición. La Era Cenozoica


Cenozoico significa "vida reciente". Los fósiles de estas rocas incluyen varios tipos relacionados estrechamente con las formas de vida modernas, incluyendo mamíferos, plantas e invertebrados. Esta era tiene dos periodos: el Terciario y el Cuaternario.

Terciario es un término que se conservó del primer intento de subdividir el tiempo geológico en tres etapas: Primaria, Secundaria y Terciaria. Las dos primeras fueron remplazadas por el Precámbrico, Paleozoico y Mesozoico. Se subdivide en: Paleoceno, Eoceno, Oligoceno, Mioceno y Plioceno.

Cuaternario es el nombre que se da a varios depósitos recientes, y que contienen fósiles de especies representativas de la vida actual. Se subdivide en Pleistoceno y Holoceno.

El Tiempo Geológico Absoluto se basa en la datación radiométrica, la cual mide directamente el tiempo en un número específico de años. Este método ha sido desarrollado durante los últimos cincuenta años con el fin de construir una escala del tiempo para ubicar los eventos de la historia de la Tierra. Las rocas contienen relojes radiactivos, lo que nos permite medir con gran precisión los afios que han pasado desde que los minerales formaron la roca cristalizada.

Al contrario del Tiempo Relativo, que identifica solamente las relaciones cronológicas entre diversos eventos, el Tiempo Absoluto indica edades medidas en horas, días o años. Después de definir la estructura del átomo, el físico inglés Lord Rutherford ( 1871-193 7), sugirió que el decaimiento radiactivo podría usarse para datar eventos geológicos.

Los isótopos radiactivos son inestables: su núcleo se desintegra en forma espontánea, transformándose en átomos completamente diferentes. En el proceso, la radiación y el calor se liberan. Al principio, los científicos asumieron que cada substancia radiactiva se desintegra a una velocidad propia y que para muchas substancias esa velocidad es muy lenta (foto VI1.5). Esta creencia se comprobó con experimentos.

La velocidad del decaimiento radiactivo se define como vida media, tiempo en que la mitad del núcleo decae. Durante la primera vida media, decaen la mitad de los átomos originales. En la segunda vida media, la mitad del resto decae (la cuarta parte de los átomos originales). En la tercera vida media, la mitad de la cuarta parte restante decae, y así sucesivamente. El tiempo

Foto VII.5. Uranotilo (Les Bois Noirs, Puy de Dome, Francia).


transcurrido desde la formación de un cristal que contiene un elemento radiactivo puede ser calculado a partir de la velocidad a la cual ese elemento decae. En otras palabras, la cantidad del elemento radiactivo que queda en el cristal (isótopo padre), puede compararse con la cantidad del producto de la desintegración (isótopo hijo).

Existen varios isótopos radiactivos. La mayoría decae rápidamente, o sea que tienen una vida media corta y pierden su radiactividad en algunos días o años. Otros decaen muy lentamente, con vidas medias hasta de cientos de millones de años. Estos pueden usarse como relojes atómicos para medir largos periodos de tiempo. Los isótopos padres y sus hijos más utilizados para dataciones geológicas son los que se mencionan en la tabla VII.2:

Uranio-238 Plomo-206 4.5 X 109

Uranio-235 Plomo-207 704 X 106

Torio-232 Plomo-208 14.0 X 109

Samario-14 7 Neodimio-143 106 X 109

Rubidio-87 Estroncio-87 48.8 X 109

Potasio-40 1.25 X 109

Carbono-14 Nitró 14 5730

Helio-3 12.3

La teoría de la datación rediométrica es simple, pero los procedimientos de laboratorio son muy complicados. La dificultad principal está en la precisión con que se miden las cantidades minúsculas de isótopos. La exactitud del método depende de la precisión con que se conoce cada vida media.

Actualmente, el método Potasio-Argón (K-Ar) de datación radiométrica es de gran importancia. Debido a que el potasio se encuentra en los minerales más comunes, como las micas y los anfíboles, este método se utiliza con frecuencia para datar rocas ígneas.

Aunque la vida media del 40K es de 1.25 X 109 años, se han fechado rocas que tienen algunos cientos de miles de años.

Afortunadamente, el "reloj" del Potasio-Argón es uno de los más sencillos, porque el 40 Ar que es producto de decaimiento del 40K, es un gas noble que no forma combinaciones químicas con otros iones en estructuras minerales. Así, al cristalizar en un magma los minerales con 40K, contienen muy poco 40 Ar. Con el paso del tiempo, el 40 Ar se acumula como producto del decaimiento del 40K. Si el mineral está a baja temperatura, algunos cientos de grados centígrados, el 40 Ar quedará atrapado dentro de la estructura cristalina del mineral, igual que los granos de arena se acumulan en la base de un reloj de arena. Si se colecta una muestra de esta roca ígnea y se


miden con precisión los contenidos de 40K y 40 Ar, se puede calcular la edad de cristalización del mineral, porque la vida media del 40K se conoce con exactitud.

Desgraciadamente, los métodos radiométricos no se pueden usar para determinar la edad de todas las rocas. Muchas rocas sedimentarias no contienen minerales apropiados para fechar con exactitud el momento de depósito. Por otro lado, la fecha indicaría cuando se formó el mineral, no cuando se depositó el sedimento.

Las rocas más apropiadas para datarse por estos métodos son las ígneas intrusivas y extrusivas, sean estas últimas en derrames o en depósitos piroclásticos. Generalmente estas rocas están intercaladas o afectan a sedimentos fosilíferos, de tal manera que puede determinarse su posición en la columna geológica.

Actualmente se acepta la Escala de Tiempo Geológico basada en la Columna Geológica establecida por la superposición y la sucesión faunística, además de las dataciones radiométricas de rocas que pueden ubicarse con exactitud en ella.

Cada método de datación constituye una referencia para verificar el otro, porque uno se basa en la Edad Relativa y el otro en la Absoluta. Es posible determinar la edad de una roca ubicándola en la Columna Geológica y comparándola con la edad radiométrica más cercana.

A partir de la escala del Tiempo Absoluto, se llega a las siguientes conclusiones acerca de la historia de la Tierra:

• Evidencia reciente indica que la edad de la Tierra fluctúa entre 4 500 y 4 600 millones de años.

• El Precámbrico constituye más del 80% del tiempo geológico.

• El Paleozoico empezó hace cerca de 570 millones de años.

• Algunos eventos importantes de la historia de la Tierra se ubican con dificultad en su posición relativa en la columna geológica, pero pueden datarse por métodos radiométricos.

INTRODUCCIÓN

CAPÍTULOVDI GEOLOGÍA DE MÉXICO

Conocer la geología de nuestro país es esencial para el desarrollo de una obra de Ingeniería Civil, como las vías de comunicación o autopistas que actualmente se construyen y que atraviesan una gran variedad de tipos de roca, las que a su vez están sometidas a diversos fenómenos, entre los que destacan los sismos.

Las características geológicas de la costa del Golfo de México son muy diferentes a las de la costa del Pacífico, así como el norte del país presenta condiciones opuestas a las del sur. Tanto la estratigrafía como la geología estructural o la tectónica se explican a través de un amplio conocimiento de la geología histórica de una región. Describir en este espacio con detalle los fenómenos que afectaron o afectan a México escapa del propósito de este trabajo, por lo cual nos limitaremos a hacer un breve reconocimiento de la geología de nuestro país tratando de darle un enfoque de aplicación a las necesidades de conocimiento de un ingeniero civil.

Para su descripción se consultaron varios trabajos, entre los que destacan las compilaciones de De la Rosa et al en "Geología del Estado de Chiapas", y que se utilizó para el análisis de la Sierra Madre del Sur; también se debe hacer mención de la "Compilación Geológica de la vertiente del Golfo de México" del Ing. Francisco Camacho, la que se usó como base para desarrollar el tema de la Sierra Madre Oriental; los trabajos de E. López Ramos (Geología de México) y de Dante Morán (Geología de la República Mexicana) fueron esenciales para las descripciones del Eje Neovolcánico y de la Plataforma de Yucatán, además de consultarse para las otras regiones.

A lo largo del presente siglo y parte del anterior, se han hecho grandes esfuerzos por reconstruir y cartografiar los diversos tipos de roca que existen en nuestro entorno geográfico, en ocasiones la tarea ha sido aparentemente sencilla, pero el hecho de agrupar esas rocas en regiones y explicar las causas de su presencia y a partir de que época están ahí, implica un trabajo abrumador que solamente la labor de científicos entusiastas es capaz de cubrir. Las aportaciones son innumerables y han conducido a la elaboración de lo que conocemos como la "Carta Geológica de la República Mexicana", la cual incluye en un mapa toda la historia geológica de este país. Basada en las anteriores y complementada con los más recientes descubrimientos, la carta de 1992 refleja con respetable precisión la geología que trataremos de documentar en una breve explicación (figuras VIII.l y VIII.2).

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GEOLOGÍA DE MÉXICO 127

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Figura Vlll.2. Leyenda de la Carta Geológica de la República Mexicana.

En general, manejaremos el término de "Provincia Geológica", el cual significa, de acuerdo con Ortega-Gutiérrez et al (1992): " ... Toda parte cartografiable de la superficie sólida del planeta, de centenares a millones de kilómetros cuadrados de extensión, caracterizada por sus rocas, por su estructura y por una secuencia de eventos tal que integre una historia evolutiva singular diferente a la de las áreas adyacentes, de las cuales está separada por límites estratigráficos, tectónicos o por ambos".

Para un análisis breve, dividiremos a México en seis provincias geológicas principales:

Península de Baja California

Sierra Madre Occidental

Sierra Madre Oriental

Eje Neovolcánico

Sierra Madre del Sur Sureste de México


PENÍNSULA DE BAJA CALIFORNIA

La península de Baja California ofrece una alta complejidad estructural y de afloramientos rocosos (figura VIII.3). En la porción norte de Baja California la secuencia estratigráfica varía desde el Paleozoico hasta el Reciente. La configuración de las diferentes unidades se puede definir según tres fajas preterciarias que corren a lo largo de esta porción de la península y que presentan características petrográficas, estructurales y estratigráficas claramente diferenciables. Estas fajas se encuentran cubiertas de manera independiente por cuerpos volcánicos y depósitos sedimentarios del Terciario y Cuaternario.

Figura VII1.3. Detalle de la Carta Geológica de la República Mexicana que muestra a la Península de Baja California.

La primera faja, ubicada en el extremo occidental de la península, está representada por una secuencia de sedimentos marinos y continentales del Cretácico Superior que se presentan poco consolidados y sin fuertes perturbaciones tectónicas.

La secuencia consiste de estratos subhorizontales de areniscas, limolitas, lutitas y conglomerados con presencia, tanto de fósiles marinos como de huesos de saurios, lo cual atestigua el desarrollo de ambientes que variaron desde continentales hasta de plataforma y talud con líneas de costa fluctuantes, de orientaciones semiparalelas a la línea que divide a la faja de los terrenos ubicados al oriente. Estos últimos constituyeron la fuente de suministro de sedimentos que conformaron la secuencia indicada, ya que en esa época se encontraban emergidos y formaban masas montañosas expuestas a la erosión.

La secuencia cubre -en discordancia angular- a rocas intrusivas, volcánicas y sedimentarias más antiguas; subyace a rocas volcánicas del Cuaternario y a sedimentos continentales y marinos del Terciario y Cuaternario.


La faja siguiente está ubicada al este de la anterior; la constituyen secuencias de rocas volcánicas, volcanoclásticas y sedimentarias, cuya edad corresponde principalmente al Cretácico Inferior. La secuencia superior está constituida sobre todo por rocas piroclásticas y lávicas de composición dacítico-andesítica, por cuerpos de caliza arrecifal con fósiles del Aptiano y el Albiano, así como por rocas elásticas derivadas de rocas volcánicas. Cubre de modo discordante, en algunas localidades a rocas triásicas y jurasicas, se encuentra deformada y en parte metamorfizada, está afectada por numerosas fallas y por el emplazamiento de cuerpos intrusivos de granito del Cretácico y se extiende persistentemente a lo largo de toda la porción norte de la península de Baja California.

La tercera faja está constituida por el "Arco Alisitos" (Gastil, 1975), representado por una serie volcanoclástica andesítica-dacítica de edad Jurásico-Cretácico Inferior, metamorfizada y de gran extensión. Después de estos derrames tuvo lugar la intrusión de los grandes batolitos que forman la Sierra de San Pedro Mártir.

Desde la parte central hasta casi el extremo sur de la Península destaca una gran masa de rocas volcánicas terciarias que constituyen la Sierra de La Giganta. El conjunto es de composición riolítica, andesítica y piroclástica, de 1 200m de espesor y geomorfología variada.

Esta sierra inicia cubriendo discordantemente la porción sur del batolito granítico que forma el espinazo peninsular y que aflora en la mitad norte de la Península, y termina en La Paz, en contacto afallado contra el batolito o complejo cristalino de la Región del Cabo, el cual constituye la Sierra de La Victoria que sobresale en el extremo sur de la Península y está formado por una asociación de gneisses, esquistos, granitos y tonal itas.

Durante el Mesozoico la actual península estaba unida al continente americano por las costas actuales de Sonora y Sinaloa; se desprendió del continente en el Oligoceno, hace 30 millones de años y continúa su desplazamiento hacia el NW abriendo el Golfo de California. El origen de este movimiento está íntimamente relacionado con los efectos de la subducción, compresión y corte de la Placa Tectónica del Pacífico contra la Placa Continental Americana.

SIERRA MADRE OCCIDENTAL

La Sierra Madre Occidental tiene dos mil kilómetros de largo y trescientos a cuatrocientos de ancho (figura VIII.4); con desniveles de más de dos mil metros se sitúa al noroeste del país, alargándose desde Cananea, en la frontera con los Estados Unidos, hasta Guadalajara, Jalisco, donde se confunde, en lo que se conoce como la "Triple unión", con la Sierra Madre del Sur y el Eje Neovolcánico. Se divide en tres zonas: la de altas mesetas, la de barrancas y la de montañas y valles paralelos.

La primera, la más oriental, es parte del estado de Chihuahua, con formas planas resultantes de la erosión de rocas volcánicas; la segunda es de una topografía mucho más marcada, formada esencialmente por derrames lávicos; con cañones tan profundos que alcanzan dos mil doscientos metros. La tercera es una serie de cadenas montañosas que se elevan generalmente de mil a mil setecientos metros, separadas por valles paralelos.

Lo que distingue a la Sierra Madre Occidental de las demás provincias geológicas es la abundancia de rocas ígneas, tanto intrusivas como extrusivas y piroclásticas, pero también existen, aunque en menor proporción, rocas sedimentarias y metamórficas.


Figura VIII.4. Detalle de la Carta Geológica de la República Mexicana que muestra a la Sierra Madre OccidentaL

Las rocas metamórficas son las más antiguas, de ellas pueden encontrarse vestigios tanto en Sonora y Sinaloa como en Chihuahua, representadas generalmente por esquistos y gneises del Precámbrico.

El Precámbrico Inferior está representado por un complejo ígneo y metamórfico de por lo menos 1 700 m.a., que corresponde a la orogenia Mazatzal, con gneises, anfibolitas y esquistos acompañados de plutones de diorita y granito.

El Precámbrico Superior está constituido por rocas intrusivas graníticas de 1 450 m.a. y por una alternancia de lutitas, calizas y areniscas de 2 000 m de espesor al W de la Sierra y de algunos metros al NE de la misma. El último evento conocido de esta etapa es un cuerpo intrusivo de composición granítica de 1 140 m.a.

Este conjunto de rocas formó un escudo estable, sobre el que se depositaron sedimentos principalmente carbonatados (calizas), y en menor proporción areniscas y lutitas que representan todos los periodos del Paleozoico, con espesores variables debido a las transgresiones y regresiones o fluctuaciones marinas, como es el caso del Paleozoico Inferior, el cual en Caborca, al NW de Sonora tiene 1 950 m de sedimentos, espesor que se adelgaza el E hasta tener 100 m en el río Y aqui; esto refleja la existencia de una cuenca de depósito tipo geosinclinal, con una zona de plataforma al oriente, que pasa progresivamente a una zona miogeosinclinal hacia el poniente. Durante el Paleozoico Superior ocurrió el fenómeno inverso, pues al W de la Sierra se encuentran 1 050 m de sedimentos, que se incrementan hacia el E hasta llegar a 2 960 m.


Al final del Paleozoico algunas partes se elevaron, los sedimentos fueron erosionados y se instaló un ambiente continental, con la formación de pequeñas cuencas marinas o lagunares, donde se depositaron areniscas rojas, lutitas y conglomerados. Estos movimientos se atribuyen a la Orogenia Sonorana (C. Fries, 1962) que seria la responsable de los primeros resquebrajamientos de la plataforma paleozoica y de algunos eventos plutónicos y estructurales del inicio del Mesozoico.

Los primeros sedimentos post-paleozoicos que se depositaron en esta región, corresponden a materiales elásticos del Triásico Superior y Jurásico Inferior, que provienen del levantamiento de antielinales y bloques fracturados durante y al final de la Orogenia Sonorana; estos depósitos fueron seguidos de volcanismo e intrusiones de cuerpos plutónicos al norte de la Sierra.

El volcanismo continuó durante el Jurásico Medio y Cretácico Inferior; sus productos fueron erosionados y transportados hacia dos cuencas subparalelas, separadas por un arco insular formado por el material volcánico. En estas cuencas, ubicadas en la costa del Pacífico norte, se depositó una secuencia volcanoclástica de composición andesítica y de gran espesor.

Durante el Jurásico Superior hubo ausencia de sedimentación, la cual inicia a partir del Cretácico Inferior con el depósito de materiales elásticos marinos y de rocas carbonatadas, así como de material volcánico en una gran parte del noreste de la Sierra. En el Cretácico Superior se depositaron sedimentos clásicos intercalados con material volcánico. Antes del depósito de estos sedimentos hubo una intrusión de varios cuerpos plutónicos, al mismo tiempo que se depositaban en pequeñas cuencas sedimentos lacustres intercalados con yeso.

El plutonismo que inició en el Cretácico Inferior continuó hasta el Cretácico Superior, desplazándose hacia el este.

El final del Mesozoico y el principio del Cenozoico están marcados por la Orogen.ia Lararnide, la cual produjo fallas normales e inversas con 01ientación preferencial NW -SE; las fallas inversas provocan cabalgamiento de las rocas del Cretácico Inferior sobre las del Cretácico Superior.

Esta fase tectónica fue acompañada o precedida por volcanismo y plutonismo asociados, desarrollados principalmente en la parte oriental y media de la Sierra. En el Cretácico Superior hubo intrusión de magma en la Península de Baja California, fenómeno que se desplazó hacia el este y ha sido reconocido hasta el Oligoceno y el Mioceno; se manifiesta superficialmente por coladas y tobas andesíticas, riodacíticas y riolíticas.

Este volcanismo, representado principalmente por una secuencia ignimbrítica, se reconoce desde el noroeste de Chihuahua y noreste de Sonora hasta la región de Tepic-Guadalajara, donde lo cubren las coladas "andesíticas" del "Eje Neovolcánico". Los batolitos mesozoicos de Norteamérica, y la faja volcánica del Cenozoico Tardío de los Andes centrales, fueron generados en la zona de Benioff por el movimiento de las placas oceánicas bajo el continente.

En general, la Orogenia Laramide tiene las siguientes características:

• Representa una tectónica de pliegues y fallas inversas o de cizalla.

• Un plutonismo granodiorítico o monzonitico muy desarrollado, incluso en los sedimentos miogeosinelinales y de plataforma, en forma de batolitos o stocks.

• Un volcanismo de naturaleza andesítica a riolítica con numerosos productos piroelásticos. Estas lavas, contemporáneas del plutonismo o más antiguas, constituyen en ocasiones el techo de los batolitos.

132 JOSÉ MARÍA CJúiVEZAGUIRRE

La edad y composición litológica de los plutones son variables, según su posición geográfica. Las intrusiones más antiguas (1 00 m. a.) están en el occidente, hacia el Golfo de California, mientras que las más jóvenes están en el oriente, al pie de la Sierra Madre Occidental. La cantidad de calcio aumenta hacia el Oeste y disminuye el potasio (T. H. Anderson, 1977).

El Plioceno fue una época de fracturamiento y fallamiento en la que el desplazamiento de los bloques fue acompañado de derrames de basaltos, los que fueron cubiertos rápidamente por sedimentos aluviales, acumulados por la fuerte erosión de las montañas formadas previamente.

Durante el Pleistoceno, el volcanismo basáltico cubrió zonas aisladas en varios lugares de la Sierra.

En general, las rocas sedimentarias y metamórficas están intrusionadas o cubiertas por grandes cuerpos intrusivos o derrames de lava, que se emplazaron en la corteza como respuesta a los fenómenos tectónicos de cada periodo o etapa geológica. Por ejemplo, es frecuente encontrar aflorando en los cañones más profundos o en la cima de las más altas montañas grandes cuerpos de granito o granodiorita, que constituyen las estructuras ígneas que conocemos como batolitos o stocks y apófisis más pequeñas pero no menos importantes como lacolitos, lopolitos, mantos o diques de diorita, monzonita o dolerita. Entre los derrames de lava predominan los de andesita y dacita, pero también es común encontrar de riolita y basalto. Las rocas ígneas intrusivas dieron lugar a extensos yacimientos de minerales metálicos de rendimiento económico entre los que destacan por su magnitud el cobre, con sus conocidos depósitos de Cananea y La Caridad, el plomo y zinc, el tungsteno, el uranio y la plata y el oro, entre otros. Estos yacimientos se encuentran en ocasiones dentro de los cuerpos intrusivos, pero también están presentes en las rocas encajonantes, ya sean sedimentarias o metamórficas.

Generalmente, el hecho de que exista un yacimiento mineral implica características de la roca opuestas a las que requiere un macizo rocoso para la ubicación de una obra civil, pues la roca ha sufrido una serie de procesos que la degradan y la hacen susceptible de ser mineralizada, como las alteraciones provocadas por fluidos hidrotermales provenientes del magma que al solidificarse dará lugar a la roca intrusiva. Estos fluidos contienen elementos que reaccionan con los componentes de los minerales que constituyen a la roca ya formada, destruyéndolos casi en su totalidad y haciendo a la roca deleznable. Tal es el caso de los feldespatos que forman parte de un granito y que se transforman en arcillas, receptáculo ideal para alojar a un mineral metálico. En la búsqueda de depósitos minerales, el geólogo prefiere a la roca degradada más que a la roca intacta.

SIERRA MADRE ORIENTAL

La Sierra Madre Oriental se extiende desde Monterrey, N. L. hasta Jalapa, Ver. (figura VIII.5). Está formada por sedimentos del Cretácico y Jurásico, principalmente calizas, plegados en sinclinales y anticlinales que forman cordilleras alargadas y uniformemente esculpidas. La elevación de las montañas disminuye hacia el sur y en la parte suroccidental el paisaje es más irregular, las cordilleras son más bajas y están parcialmente enterradas por detritos aluviales y localmente afectadas por actividad volcánica. En muchos lugares se encuentran promontorios y sumideros típicos de paisajes cársticos.

Figura VIII.S. Detalle de la Carta Geológica de la República Mexicana que muestra a la Sierra Madre Oriental.


En las partes más elevadas de la Sierra Madre Oriental, entre Tamaulipas y San Luis Potosí, afloran rocas metamórficas del Precámbrico y Paleozoico, y rocas sedimentarias del Paleozoico y Mesozoico, principalmente calizas y después lutitas y areniscas de estratificación variable. Prácticamente todas estas rocas fueron afectadas por eventos tectónicos que originaron diversas estructuras, como pliegues, fracturas, fallas y cabalgaduras, orientadas por lo general de NW a SE. Esta área fue modelada y modificada posteriormente por derrames de lava, desarrollo de zonas cársticas y depósitos aluviales.

En la parte norte la Sierra es más compleja y las estructuras están orientadas casi de norte a sur, mientras que en la parte meridional, dichas estructuras se van flexionando de oriente a poniente hasta alcanzar una orientación franca de NW a SE. El sistema de drenaje es una mezcla de dendrítico, rectangular y subparalelo, regulado por las estructuras de pliegues y el fracturamiento perpendicular a éstas. La mayoría de las corrientes son de régimen intermitente, pero existen algunas perennes.

La etapa geomorfológica puede considerarse juvenil en las zonas de grandes cañones y de madurez, en los valles intermontanos y lomeríos bajos.

En la parte suroccidental afloran rocas sedimentarias plegadas, representadas por calizas y lutitas del Cretácico, que forman anticlinales, sinclinales y fallas orientadas de NW a SE. A partir de estas estructuras, las corrientes de agua han modelado el relieve del terreno que posteriormente fue modificado por la actividad ígnea de la región, el depósito de conglomerados de pie de monte y los aluviones que han rellenado los valles intermontanos. _

En el extremo occidental afloran calizas, yesos y lutitas del Jurásico y Cretácico, que por efectos tectónicos han formado un sistema de sierras plegadas y fallas orientadas por lo general

134 JOSÉ MARÍA Clúi.VEZAGUJRRE

de norte a sur, con variantes tanto de NW a SE como de NE a SW. La denudación fluvial de estas estructuras ha formado abanicos aluviales que bordean los cerros y potentes depósitos sedimentarios que rellenan los valles.

La red hidrográfica pertenece a la vertiente del Golfo de México, con excepción de la porción occidental que vierte sus aguas a un grupo de cuencas endorreicas.

La columna estratigráfica está compuesta por varias formaciones sedimentarias, cuya edad varía desde el Cámbrico hasta el Cuaternario. Parte de esta secuencia sedimentaria tiene alrededor de 6 000 m de espesor, de los cuales, unos 2 000 m son de origen continental y el resto de origen marino; descansan sobre rocas metamórficas consideradas de edad precámbrica y paleozoica, particularmente en el Anticlinorio Huizachal-Peregrina. En la Planicie Costera del Golfo, las rocas sedimentarias están sobre un basamento granítico de edad permo-triásica y tienen una potencia de 200 a 4 500 m.

Las rocas sedimentarias han sido afectadas por la actividad ígnea del área, desarrollada en el Cenozoico principalmente, la cual formó estructuras intrusivas y volcánicas, entre ellas y sobre ellas, respectivamente. Estas rocas también han sido afectadas por eventos tectónicos y erosivos, los que se manifiestan en las discordancias existentes, que ponen en contacto a rocas paleozoicas con depósitos cretácicos, cerca de Miquihuana y Bustamante; a lechos rojos del Triásico-Jurásico Inferior con rocas del Cretácico en el subsuelo de la Cuenca de Magiscatzin; y a rocaS del Cretácico Inferior y Superior con sedimentos del Oligoceno, en la superficie y subsuelo, en la Planicie Costera del Golfo.

Las rocas reconocidas como más antiguas, corresponden a una secuencia metamórfica. Afloran en el núcleo del Anticlinorio Huizachal-Peregrina, al oeste y noreste de Ciudad Victoria, Tamaulipas en los cañones: El Novillo, Peregrina, Caballeros y Santa Lugarda. Están prácticamente en el frente oriental de la Sierra y constituyen una mezcla de gneises, anfibolitas, esquistos, granulitas y calizas marmorizadas. El espesor total de la secuencia se desconoce.

El estilo estructural de la Sierra Madre Oriental se caracteriza por una serie de pliegues, orientados en forma general de NNW a SSE, que se extienden desde Monterrey, N. L., hasta Teziutlán, Puebla.

Las estructuras son anticlinales y sinclinales simétricos y asimétricos, amplios y cerrados, que ocasionalmente son muy estrechos y recumbentes, asociados al fallamiento inverso. También existen fallas normales, comúnmente paralelas a los ejes de las estructuras citadas y fallas transcurrentes, perpendiculares a ellas.

El evento tectónico más antiguo es la Orogenia Oaxaqueña (Grenvilliana), que afectó la margen oriental del país durante el Precámbrico Tardío. La intensidad de la deformación y el grado de metamorfismo de este evento, se refleja en el complejo Gneis El Novillo, en la zona del Anticlinorio Huizachal-Peregrina. El siguiente evento tectónico sucedió en el Misisípico Superior, de conformidad con la edad del metamorfismo regional del Esquisto Granjeno de 330 m.a. Posteriormente, a fines del Paleozoico y principios del Mesozoico se postula un sistema orogénico de colisión continental-arco insular, producto de una subducción hacia el oriente, el cual afectó de manera considerable toda la secuencia del Paleozoico. En el Triásico la margen oriental de México estuvo sujeta a un periodo distensivo que culminó con la apertura del Golfo de México durante el Jurásico Medio; a partir de entonces se registra cierta calma hasta fmes del Mesozoico, que es cuando empieza la Orogenia Laramide.


Esta orogenia es la responsable de las deformaciones; sus efectos se dejaron sentir a fines del Cretácico Superior y alcanzó su máxima intensidad durante el intervalo Paleoceno-Eoceno. Su mecanismo fue netamente compresivo, por lo que la deformación de las rocas jurásicas y cretácicas produjo inicialmente pliegues simétricos, que después se tornaron recostados, por la acción continua del esfuerzo y esta continuidad provocó el desprendimiento de mantos de cobijadura o arrastre a nivel de los yesos del Kimeridgiano, lo que contribuyó, aún más, a la deformación de las secuencias mesozoicas (Jurásico Superior-Cretácico Superior); a partir de esfuerzos principales en dirección NE, para producir finalmente, por medio de un amortiguamiento frontal, las "cabalgaduras".

Después de esta fase compresiva tardi-tectónica, gran parte del oriente de México estuvo sujeto a un periodo de relajación de esfuerzos acumulados, lo que produjo una tectónica distensiva de grandes fallas normales de tipo cortical, que permitieron el ascenso de magmas basálticos de tipo alcalino. Finalmente esta región ha estado bajo los efectos de un levantamiento epeirogénico regional, que ha dejado una configuración de mesetas de basalto y conglomerados pliocuaternarios en la Llanura del Golfo de México.

EJE NEOVOLCÁNICO

El Eje Neovolcánico Transmexicano constituye una franja volcánica del Cenozoico Superior que cruza transversalmente la República Mexicana a la altura del paralelo 20 (figura VIII.6). Está formado por una gran variedad de rocas volcánicas que fueron emitidas a través de un importante número de aparatos volcánicos, algunos de los cuales constituyen las principales alturas del país.

Figura VIII.6. Detalle de la Carta Geológica de la República Mexicana que muestra al Eje Neovolcánico.

Los principales aparatos volcánicos son estratovolcanes de dimensiones muy variables, como el Pico de Orizaba, el Popocatépetl, el Iztaccíhuatl, el Nevado de Toluca, y el Nevado de Colima; todos ellos fueron edificados por emisiones alternantes de productos piroclásticos y de-


rrames lávicos. Existen, además, aparatos del tipo de conos cineríticos generalmente pequeños, como el Paricutín y los aparatos dómicos riolíticos que se encuentran ubicados al suroeste de Guadalajara.

Existen por otra parte calderas de colapso, que representan a la mayoría, como de explosión o freatomagmáticas ("maares" o axalapascos ), ejemplos de las más grandes son las de La Primavera en el estado de Jalisco y Los Humeros en el de Puebla.

Se pueden reconocer dos tipos de estructuras volcánicas: aquellas representadas por grandes estratovolcanes en alineaciones de orientación norte-sur, y las que están representadas por numerosos volcanes pequeños alineados en sentido noreste-suroeste, desarrollados sobre fracturas de tensión.

Las primeras manifestaciones volcánicas en el área del Valle de México, en el Oligoceno Superior, se encontraban asociadas principalmente a fracturas de orientación oeste-noreste y estesureste, con influencia de las fracturas de orientación noreste-suroeste; por el contrario, los últimos episodios volcánicos del Pleistoceno y el Cuaternario, en esta porción del eje, parecen estar relacionados con sistemas de fracturas de orientación este-oeste, como en el caso de la Sierra de Chichinautzin. En la porción central del eje se han reconocido siete fases de volcanismo que tuvieron lugar a partir del Oligoceno; la más importante de ellas es la quinta, ocurrida a fines del Mioceno, la que dio origen a las sierras de Las Cruces, de Rio Frío y Nevada. Durante la sexta fase se desarrollaron los conos y domos del Iztaccíhuatl y el cono activo del Popocatépetl. La última fase, al igual que la anterior, se desarrolló en el Cuaternario y es responsable de la actividad volcánica que interrumpió el drenaje de la Cuenca de México hacia la Cuenca del Río Balsas, lo que originó el carácter endorreico de aquélla.

Hacia su porción occidental, el Eje está limitado por el Bloque de Jalisco y forman parte de él las fosas tectónicas de Tepic-Chapala y de Colima. La primera (Tepic-Chapala o TepicZacoalco) tiene una orientación noroeste-sureste y a ella están asociados los volcanes de San Juan, Sangangüey, Ceboruco y Tequila; la segunda (Colima) posee una orientación norte-sur y a ella están asociados el Nevado de Colima y el Volcán de Fuego.

Hacia el oriente, el eje está limitado por las rocas volcánicas de la región de San Andrés Tuxtla. La composición petrográfica de las rocas que conforman el Eje Neovolcánico Transmexicano es muy variable. Son abundantes los derrames y productos piroclásticos de composición andesítica, aunque existen numerosas unidades basálticas, dacíticas y aun riodacíticas.

Existen además manifestaciones locales aisladas de volcanismo riolítico reciente, como las que se localizan en los domos de la Caldera de la Primavera, en Jalisco; en el área de los Azufres, en Michoacán; así como en Tequila, Puebla, y Laguna del Carmen. Desde un punto de vista químico, el Eje Neovolcánico es considerado por numerosos autores como una provincia calcoalcalina, caracterizada por su abundancia de andesitas y dacitas.

La mayor parte de los autores coinciden en que la actividad del Eje Neovolcánico se inició en el Oligoceno y ha continuado hasta el Reciente.

El origen del Eje Neovolcánico ha sido relacionado principalmente con la subducción de la Placa de Cocos, debajo de la corteza continental de México, que al nivel de la astenosfera sufre fusión parcial y origina los magmas del eje. La subducción comenzó a desarrollarse progresivamente en el Oligoceno.

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SIERRA MADRE DEL SUR

La Sierra Madre del Sur, que bordea el Océano Pacífico en los estados de Michoacán, Morelos, Guerrero y Oaxaca (figura VID. 7), consiste principalmente de varios complejos de rocas metamórficas e intrusiones ígneas. Estas rocas se dividen en tres complejos caracterizados por su litología, edad y estilo estructural. La secuencia más antigua la constituye el Complejo Oaxaca que aflora extensamente, formado principalmente por gneisses pero que también incluye charnockitas, anortositas y pegmatitas complejas, de edad Precámbrica (1 050 ± 20 m.a.).

Figura VDI.7. Detalle de la Carta Geológic.a de la República Mexicana que muestra a la Sierra Madre del Sur.

Al noroeste del Complejo Oaxaca se extiende otra serie de rocas metamórficas consistentes en orto y para-gneisses cuarzo feldespáticos y migmatitas con características de metamorfismo de la facies anfibolita y a la cual se le da el nombre de Complejo Acatlán. La edad de estas rocas se considera pre-Misisípico.

Un tercer complejo metamórfico, denominado Xolapa aflora en los estados de Guerrero y Oaxaca, por más de 600 km, paralelo a la costa del Pacífico. Presenta una litología muy variada de esquistos, migmatitas y gneisses y además rocas metamórficas de tipo ofiolítico, las cuales podrían ser el resultado de acreción de una paleozona de subducción. Su edad no está bien definida y se ha considerado que podría ser en parte Paleozoico y en parte Mesozoico. Está separado del Complejo Oaxaca por una ancha zona de milonitas a lo largo de una falla en dirección N 60° W.

Sobre las rocas del basamento precámbrico también se encuentran rocas sedimentarias del Paleozoico sin efectos de metamorfismo, tal como ocurre en la cuenca de Tlaxiaco, en la parte central de Oaxaca. En términos generales, es una secuencia de poco espesor formada por calizas


y lutitas delgadas del Cambro-Ordovícico, areniscas del Misisípico intercaladas con lutitas y conglomerados, y finalmente limolitas y areniscas de edad Pensilvánico-Pérmico.

Las rocas sedimentarias continentales y marinas mesozoicas ocupan áreas muy extensas en México; sin embargo, en Oaxaca ocupan áreas relativamente poco extensas y en partes están cubiertas por rocas volcánicas del Terciario o por sedimentos más jóvenes, principalmente en las cuencas menores de Morelos-Guerrero y Tlaxiaco.

La Secuencia Mesozoica presenta en su parte inferior rocas sedimentarias de origen continental y de aguas someras cuya edad es Triásico Tardío y Jurásico Temprano, caracterizadas por lechos rojos conglomeráticos, areniscas tobáceas y lutitas cubiertas por rocas elásticas con restos de plantas del Jurásico Medio. Sobre éstas yacen lechos rojos del Cretácico Temprano, seguidos por calizas de gran espesor del Aptiano-Albiano.

Las cuencas sedimentarias del Terciario son pequeñas del lado del Pacífico y mucho mayores del lado del Golfo de México. En lo relativo a rocas intrusivas, en su mayoría de composición calco-alcalina o más ácidas, se encuentran algunos cuerpos asociados a las rocas metamórficas del Precámbrico y otras son del Cretácico. Dentro de las últimas se encuentran varios batolitos de monzonitas y granodiorita, como los de Jalisco, Michoacán-Guerrero y el batolito de Oaxaca. Existen áreas extensas cubiertas por rocas extrusivas, en parte basaltos y andesitas, pero con una predominancia de ignimbritas félsicas a las que se les ha asignado una edad O ligo ceno-Mioceno.

El Complejo Oaxaca es considerado como la extensión hacia el sur de la faja plegada de Grenville de América del Norte, caracterizado por un extenso metamorfismo y anatexis regional que ocurrió entre 1 000 y 900 millones de años antes del presente.

Si el complejo Acatlán, y posiblemente parte del Complejo Xolapa, son del Paleozoico Inferior, su metamorfismo representa una deformación tectónica intensa, la cual pudo haber ocurrido durante el Silúrico o a fines del Devónico.

La ausencia de rocas del Pérmico Superior y del Triásico Inferior así como la discordancia fuerte entre las rocas del Paleozoico y del Mesozoico son evidencias de otro evento de deformación tectónica regional.

Un levantamiento regional en el Triásico fue seguido por transgresiones marinas del Jurásico Tardío, Cretácico y Terciario. Durante la mayor parte del Mesozoico la Sierra Madre del Sur debe haber permanecido como un área terrestre.

La orogénesis que tuvo lugar durante el Cretácico Tardío y el Terciario Temprano, conocida como Laramídica, está bien documentada en parte del bloque Oaxaca como un episodio tectónico de gran extensión regional. Como parte de esta orogénesis ocurrieron los batolitos de la Sierra Madre del Sur. Esta situación indica la posibilidad de que tales rocas intrusivas representen las raíces de una cadena volcánica paralela a la costa del Pacífico durante el Cretácico, ahora erosionada, y relacionada con una posible paleozona de subducción.

Las extensas extrusiones de ignimbritas que indican movimientos de distensión en la parte central de Oaxaca, están relacionadas con las deformaciones tectónicas del Terciario Tardío.

El sur de México y América Central están afectados por una actividad tectónica denominada Faja Circumpacífica, en la que se encuentran los agentes tectónicos que generan gran cantidad de sismos de muy diversas magnitudes y profundidades.


SURESTE DE MÉXICO (Chiapas, Tabasco y Península de Yucatán)

En la región que comprende los estados de Chiapas y Tabasco aflora una amplia secuencia del Mesozoico y Cenozoico (figura VIII.8), constituida principalmente por rocas sedimentarias marinas que se encuentran plegadas y afalladas. Esta secuencia descansa sobre un basamento cristalino del Precámbrico y Paleozoico que aflora al suroeste de la misma región, en donde las rocas cristalinas de estas eras forman un complejo batolítico y metamórfico que constituye el núcleo de la Sierra de Soconusco.

En el extremo sureste de la Sierra de Soconusco aflora una secuencia sedimentaria del Paleozoico Superior. En gran parte del borde nororiental de esta sierra aparece una importante secuencia continental formada de arenisca, conglomerado, limolita y lutita de color rojo, cuyos afloramientos alcanzan la zona del istmo de Tehuantepec y aun el borde oriental del sector sur de la Sierra Madre Oriental. Esta secuencia constituye la base del paquete mesozoico que se encuentra principalmente en Chiapas.

Figura VID.8. DetaUe de la Carta Geológica de la República Mexicana que muestra el Sureste de México.

En la Península de Yucatán y en gran parte del estado de Chiapas se instaura un gran banco calcáreo correspondiente a la transgresión marina de inicios del Cretácico, lo que da como resultado la sedimentación de carbonatos y anhidritas en estas regiones.

Durante la segunda mitad del Cretácico y gran parte del Cenozoico, la Península de Yucatán y su plataforma marina constituyeron un banco en forma de alto fondo marino, que se exten-


día hasta Chiapas y el sur de Veracruz, con el desarrollo de un borde en Tabasco y la plataforma marina de Campeche.

Al final del Cretácico, un asteroide de 1 O km de diámetro chocó contra el planeta precisamente en el límite norte de lo que actualmente es la Península de Yucatán. Este impacto en el fondo marino provocó la formación de una ola de gran altura que transportó material en suspensión hacia la planicie costera actual del Golfo de México, inundando casi la mitad del país de sur a norte y depositando en algunos lugares las partículas que constituyen la base de los sedimentos detríticos de esa zona.

EJ polvo lanzado a la atmósfera por el impacto cubrió al planeta como un velo que impidió la entrada de los rayos solares y por consecuencia ]a fotosíntesis, lo cual provocó la escasez de vegetación y la muerte de muchas especies de dinosaurios herbívoros, alimento preferido de los dinosaurios carnívoros.

Los fenómenos catastróficos que sucedieron al impacto del asteroide contribuyeron en gran medida a la extinción de las especies de dinosaurios, ya para esa época debilitados por la escasez cada vez mayor del alimento que requerían en grandes cantidades.

Los restos del asteroide y el cráter de cerca de 200 km de diámetro formado por el impacto en el fondo marino, fueron cubiertos lentamente por sedimentos calcáreos y terrígenos del Terciario. A partir de este momento, la península en su forma actual comenzó a emerger.

Durante el Terciario se inicia, en grandes porciones de Chiapas y Tabasco, la sedimentación terrígena marina, la cual es producto del levantamiento de la porción occidental de México y el plegamiento de la Sierra Madre Oriental, en tanto que en la Península de Yucatán continuaba el depósito de carbonatos con la emersión paulatina de su sector central.

Excepto en la zona norte de la Península, donde se ha ubicado el cráter formado por el impacto de un asteroide, tanto la secuencia cretácica que se encuentra en el subsuelo, como la cenozoica, no presentan mayores perturbaciones estructurales, ya que cubren a una masa cristalina que ha permanecido estable desde el Paleozoico.

La secuencia cretácica está constituida principalmente por anhidritas, calizas, dolomías e intercalaciones de bentonitas y algunos materiales piroclásticos.

Los depósitos cenozoicos de la Península de Yucatán están representados principalmente por secuencias calcáreas y dolomíticas con intercalaciones de evaporitas.

La distribución en superficie muestra claramente una retirada gradual de los mares hacia la línea de costa actual y es sólo en el Eoceno cuando los mares transgreden y cubren casi por completo la Península de Yucatán.

CAPÍTULO IX EL MACIZO ROCOSO

INTRODUCCIÓN

Hemos visto que la palabra roca se aplica a cuerpos sumamente rígidos y resistentes, como los granitos y también a tobas blandas y deformables; a cuerpos muy densos, compactos y pesados como el basalto, e igualmente a una piedra pomez, que es sumamente ligera y vesicular; a materiales amorfos como los vidrios volcánicos y al mismo tiempo a una gran cantidad de cuerpos cristalinos compuestos de microcristales.

Las rocas se dividen en tres grandes tipos: ígneas, sedimentarias y metamórficas, cuya complejidad se traduce en el hecho de que sus propiedades físicas y químicas varían ampliamente; además, no son constantes en pequeños o grandes volúmenes sino que son heterogéneas.

En la ingeniería civil no se trabaja con un bloque de roca único, por ejemplo de mármol o granito el cual, hablando físicamente, es un "cuerpo continuo", sino que, por el tamaño de las obras, se tiene que trabajar en la superficie o en el interior de un macizo rocoso que de hecho es un "discontinuo físico".

El macizo rocoso, por ejemplo una montaña, normalmente está atravesado por un número extremadamente elevado de superficies de discontinuidad que se pueden agrupar en distintos sistemas o familias como los planos estratigráficos de sedimentación, superficies de esquistosidad, fisuras, diaclasas y fallas de todo tipo y potencia. También los cambios litológicos pueden crear superficies o zonas de transición brusca, o sea las variaciones de la constitución misma de la roca.

Son necesarios métodos de descripción y clasificación de la masa rocosa que proporcionen una información precisa, como base para formular juicios que conduzcan a la solución de problemas de ingeniería, como los siguientes:

• Dificultades que afectan los procesos de excavación. • Estabi lidad de taludes y en obras subterráneas en las excavaciones. • Capacidad de autosoporte. • Tolerancia debida a empujes y subpresión causados por el agua infiltrada.

144 JOSÉ MARÍA CHÁVEZAGU/RRE

Este capítulo fue desarrollado con base en a las obras de R. E. Goodman, R. E. Hunt y E. Hoek. A) DESCRIPCIÓN DEL MACIZO ROCOSO

El grado de complejidad de la descripción puede estar basado en la naturaleza del problema en estudio y en la importancia de la capacidad de respuesta del macizo rocoso.

Para los problemas de rutina, como los que ofrece una construcción sobre roca de buena calidad, es suficiente una descripción simple, pero en el caso de problemas no rutinarios, la masa rocosa debe describirse en términos de las características de la roca fresca, discontinuidades, y condiciones del agua subterránea.

La descripción se hace a partir del examen de afloramientos, barrenos exploratorios, socavones y núcleos de la perforación.

Las descripciones de la roca intacta incluyen la dureza, grado de intemperismo, tipo de roca, color, textura,* composición mineralógica y fábrica.**

Las características, orientación y espaciamiento de las fracturas deberán describirse e ilustrarse con fotografías y esquemas que ayuden a elaborar diagramas de dos o tres dimensiones.

Otras características del macizo, como fallas, foliación, estratificación y cavidades, se presentan en un informe general.

Las observaciones de condiciones del agua subterránea hechas en afloramientos de roca en cortes y otros tipos de exposición, pueden relacionarse con las condiciones climáticas locales, con las estaciones y con el clima regional, para concluir si las filtraciones son normales, altas o bajas o si tales condiciones son transitorias.

Indicadores de la calidad de la roca

Para determinar la calidad de una roca se hacen las siguientes observaciones o pruebas:

l. Tamaño promedio de especímenes intactos.

2. Porcentaje recuperado ep núcleos de barrenos.

3. RQD (índice de calidad de roca) a partir de la recuperación de núcleos (foto IX.l, figura IX.l y tabla IX.l ).

En ingeniería se ha definido (Deere, 1963) un índice de calidad de la roca, RQD, basado indirectamente en el número de fracturas observadas en los núcleos provenientes de un muestreo. En lugar de determinar el número de fracturas en las muestras, se procede a valorar el cociente de la longitud que resulta de sumar únicamente los trozos de roca mayores de 10 cm (figura IX.l) y la longitud de avances del sondeo. La roca se clasifica de acuerdo con los valores del RQD (tabla IX.l).

• Textura. Combinación de la forma, dimensiones y disposición de los minerales en una roca (Simon y Schuster, 1978).

•• Fábrica. La orientación o falta de ella de los elementos que constituyen a una roca (Pettijohn, 1975).

Fotografía IX.l. Recuperación de núcleos del barreno BE-4, C.T. Valladolid, Yucatán, Mex.

10

Figura IX. l. Cálculo del RQD Profundidad total 80 cm

Recuperación total = 64/80 = 0.80; 80%

... "

1

Índice de la Calidad de la Roca= RQD 0.49/80 = 0.61; 61%

' Tabla IX.l. Descripción de la Calidad de la Roca (Deere, 1~

R. CA Cald.M. ft\ 'DOl'eet.\tnie

0-~S Mm:>~· ~s.so ~ 5\'l~iS A~'N.· 75-90 &uotm $1~1 M ~--


Este índice se utiliza para establecer correlaciones entre muestras provenientes de diversos sondeos o zonas de un sitio estudiado.

4. Resistencia a la compresión simple ls a partir de pruebas en el campo a ejemplares de nú-cleos.

5. Valor del esfuerzo cortante VFspor el módulo dinámico de Young, en el campo.

6. Valor del esfuerzo de compresión VF para cada tipo y calidad de roca, en el campo.

7. Valor del esfuerzo de compresión VL en laboratorio, en ejemplares intactos para combinar con V F para obtener el índice de esfuerzo.

8. Valor del esfuerzo cortante VLs en el laboratorio para comparar con VFs y obtener la calidad de la roca.

B) CLASIFICACIÓN DEL MACIZO ROCOSO

La roca intacta se clasifica generalmente tomando en cuenta su dureza, grado de intemperismo y resistencia a la compresión.

Una clasificación de las resistencias a los esfuerzos de compresión uniaxial, debe considerar el tipo de roca y el grado de alteración, porque algunas rocas sedimentarias blandas como la balita pueden ofrecer resistencias similares a las de una roca ígnea alterada.

La clasificación de un macizo rocoso se basaba anteriormente en el porcentaje de recuperación de núcleos, lo cual limitaba el resultado severamente.

La recuperación de núcleos depende de muchos factores, entre los que destacan el equipo utilizado, las técnicas de operación y la calidad de la roca, que proporcionan información indirecta sobre la dureza, el intemperismo y defectos del macizo.

La información que da un fragmento de núcleo no es comparable a la que se obtiene de las observaciones de campo. La situación ideal es una combinación de ambos datos.

Recientemente se han desarrollado sistemas de clasificación que proporcionan información detallada sobre la calidad de la roca, los cuales incluyen datos del fracturamiento como orientación, tamaño de las aberturas, irregularidades, condiciones de permeabilidad, materiales de relleno y otros factores.

Para investigar el comportamiento de una masa de roca, se le debe considerar como un medio discontinuo, heterogéneo y anisótropo, cuyas características no se pueden controlar a voluntad y deben ser estudiadas en cada caso particular.

Los macizos rocosos han sido clasificados de formas diversas, de acuerdo a sus propiedades fisicas y químicas:

En 1946, Terzaghi propuso un sistema sencillo de clasificación de roca para calcular las cargas que deben soportar los muros de acero en los túneles. Hacía hincapié en la importancia de la exploración geológica, antes de que se termine el diseño e insistía en conseguir información sobre los defectos en la formación de la roca. Roca en bloques, junteada, roca que se comprime o expande.

ELMACIZOROCOSO 147

La clasificación de rocas de Terzaghi es como sigue:

a) Roca inalterada, no tiene fisuras ni ramaleos. Por lo tanto, cuando se rompe, lo hace a través de la roca sana. Debido al daño que se hace a la roca con el uso de explosivos, pueden caer del techo desgajes varias horas después de la voladura. Esta condición se llama desprendido. La roca dura, inalterada, también puede verse afectada por esfuerzos residuales que provocan chasquidos o estallidos en la excavación, lo que implica la separación espontánea y violenta de láminas de roca de las paredes o del techo.

b) Roca estratificada, está constituida por capas unitarias con poca o ninguna resistencia a la separación a lo largo del plano limítrofe entre estratos. La capa puede haberse debilitado o no debido a fracturas transversales. Los desprendidos son comunes en este tipo de rocas.

e) Roca medianamente fisurada, tiene fisuras y ramaleos, pero los bloques entre las juntas están soldados o tan íntimamente embonados que las paredes verticales no necesitan refuerzo. En rocas de este tipo se puede encontrar a la vez el desprendido y el chasquido o estallido.

d) Roca agrietada en bloques, es una roca químicamente inalterada o casi inalterada, cuyos fragmentos se encuentran totalmente separados unos de otros y no embonan. Esta clase de roca puede necesitar ademes laterales en las paredes.

e) Roca triturada pero químicamente sana, tiene la apariencia de un producto de trituradora. Si los fragmentos, en su mayoría o todos, son del tamaño de la arena y no ha habido recementación, la roca triturada que está abajo del nivel de las aguas freáticas tiene las propiedades de una arena saturada.

t) Roca comprimida, avanza lentamente en el túnel sin aumento perceptible de volumen. Un requisito es un elevado porcentaje de partículas microscópicas o submicroscópicas de micas o de minerales arcillosos de poca expansibilidad.

g) Roca expansiva, avanza en el túnel básicamente debido a su propia expansión. La capacidad de esponjamiento parece estar limitada a las rocas que contienen minerales arcillosos como la montmorillonita, con una alta capacidad de expansión.

Deere (1969), propuso un sistema de clasificación basado en la resistencia, la cual relacionó con el tipo de roca (tabla IX.2).


Tabla IX.2. Clasificación Ingenieril de las R ocas Intactas.

Clase Esfuerzo Compresión Sim- Índice de Calidad Tipo de roca pie Kglcm2 de la Roca (RQD) %

A Muy Grande >2200 >95 Cuarcita, diabasa, basalto com-pacto

Ut mayoría de las rocas ígneas,

B Grande 1100-2200 50-95 metamórficas compactas, arenis-cas bien cementadas, lutitas duras, calizas, dolomías.

Lutítas, areniscas porosas, cali-e Medio 550-1100 25-50 zas, rocas metamórficas esquis-

tosas.

Rocas porosas y de baja densi-

D Bajo 275-550 13-25 dad, areniscas friab les, lutitas arcillosas, talco, halita y todas las rocas alteradas.

E Muy Bajo <275 <13 Como las de la clase D.

Es notorio que las rocas de menor resistencia a la Compresión Simple (<275 Kg/cm2), son

las que están en la categoría de rocas alteradas o que contienen minerales blandos. En la tabla IX.3 se presenta una clasificación de dureza basada en pruebas sencillas en el

campo, comparada con los rangos de resistencia a la compresión.

Tabla IX.3. Clasificación de Durezas para las Rocas Intactas.

Resistencia a la Clase Dureza Prueba en el campo Compresión

Simple Kglcm2

I Extremadamente Se requieren varios golpes con un martillo de

>2000 dura geólogo para romper una roca fresca o intacta.

II Muy dura Se obtiene una muestra con más de un golpe del 2000-700 martillo. 700-250

m Moderada No se raya o desgaja con la navaja. Se obtiene una

250-100 muestra con un ligero golpe del marti!Jo.

Puede rayarse o desgajarse con la navaja. Se hacen IV Suave muescas de 3mm de profundidad con un ligero 100-30

golpe del martillo.

V Muy suave Material deleznable con ligeros golpes del marti-30-10

llo, o se pueden obtener lajas con una navaja.

EL MACIZO ROCOSO 149

En la tabla IX.4 se describe el grado de intemperismo, su categoría y características de diagnóstico.

Tabla IX.4. Clasificación de rocas intemperizadas

Grado Símbolo Caracteres diagnósticos

Fresca F Sin señales de alteración o decoloración. Resuena al golpe del martillo.

Débilmente intemperi-DI

Débil decoloración dentro de las fracturas abiertas, el resto simi-zada lar a F.

Moderadamente intem-Decolorada totalmente. Minerales como el feldespato alterados.

pe rizada MI Resistencia menor que la roca fresca, pero no puede romperse con la mano o rayarse con la navaja. Conserva la textura.

Intensamente intempe-La mayoría de los minerales alterados. Se puede romper con la

rizada n mano o rayar con navaja. La fábrica se conserva, pero la textura

es indistinta.

Completamente intem- Los minerales están tan alterados que pueden producir suelos,

perizada cr pero la fábrica y textura se conservan. Ejemplares fácilmente

deleznables.

Estado tan avanzado de alteración que produce suelos plásticos. Suelo residual SR La fábrica y la textura están completamente destruidos. El volu-

men cambia.

Bieniawski publicó en 1976 la división de una masa rocosa que llamó "Sistema de Clasificación Geomecánica de Macizos Rocosos Fracturados" (RMR) y en 1989, presentó una modificación basada en cambios a los diferentes parámetros que utilizó.

Actualmente, los siguientes seis parámetros se usan en la clasificación de un macizo rocoso:

l. Resistencia a la Compresión Simple de Roca Intacta (Inalterada).

2. Índice de Calidad de la Roca (RQD) (Rock Quality Designation).

3. Espaciamiento de las discontinuidades (fracturas).

4. Características de las discontinuidades.

5. Condiciones de permeabilidad.

6. Orientación de las discontinuidades.

Aplicando esta clasificación, la masa rocosa se divide en regiones estructurales que se identifican por separado.

Generalmente, los límites de las regiones estructurales coinciden con un rasgo mayor como una falla o un cambio en el tipo de roca. En algunos casos, los cambios significativos en el espaciamiento de las discontinuidades dentro del mismo tipo de roca, obligan a dividir la masa rocosa en pequeñas regiones estructurales o dominios.

INTRODUCCIÓN

CAPÍTULO X PROPIEDADES DE LAS ROCAS

La Mecánica de Rocas estudia el comportamiento de masas rocosas bajo la acción de fuerzas producidas por fenómenos naturales o resultantes de excavaciones o construcciones realizadas por el hombre.

Un macizo rocoso está formado por rocas de distinto origen geológico, con diferentes condiciones de fragmentación, grado de alteración variable y, a menudo, atravesado por fallas tectónicas o cavernas.

Los constantes movimientos de la corteza terrestre introducen esfuerzos naturales, variables en magnitud, dirección y sentido, que influyen considerablemente en las propiedades mecánicas de las rocas.

Para el ingeniero civil o el geotecnista, las propiedades importantes de una roca son las que pueden influir en el comportamiento de la construcción; el macizo rocoso que la sostenga estará sometido a la acción constante de fenómenos naturales como la erosión. La influencia de los líquidos como el agua en la estructura interna de la roca, puede provocar el desgaste de los minerales que la constituyen y convertir un macizo rocoso aparentemente sólido en un material frágiL

En este capítulo analizaremos los trabajos de M. Vera, R. Marsal y D. Reséndiz, R. E. Goodman y R. E. Hunt, para señalar algunas de las características de la roca que son determinantes para la selección de un macizo rocoso que garantice seguridad en la construcción de la obra civil.

PROPIEDADES ÍNDICE DE LAS ROCAS

Desde el punto de vista geotécnico, las propiedades relevantes de los minerales son: dureza y estabilidad (química y mecánica).

La dureza de los minerales no necesariamente determinará la dureza de una roca, ya que para esta última propiedad deberán tomarse en cuenta las relaciones entre grano y grano (texturas), así como el grado de alteración de la misma.


En cuanto a la estabilidad química o mecánica, será importante conocer cuáles minerales son solubles o presentan poca resistencia al desgaste, porque influirán en la calidad mecánica de la roca.

La textura interviene notablemente en el comportamiento mecánico de las rocas, e incide en su permeabilidad, resistencia y deformabilidad.

Debido a la gran cantidad de propiedades de las rocas, que reflejan la variedad de estructuras, texturas y componentes, haremos referencia únicamente a sus propiedades índice, que son relativamente fáciles de medir:

Porosidad, que indica la proporción relativa entre sólidos y huecos. Es el contenido de espacios vacíos en las rocas e indica la capacidad que tiene la roca para saturarse. Puede dividirse genéticamente en dos grupos: primaria, que es la adquirida al momento de su formación, y secundaria, que es la que se obtiene por diversos procesos (solución por ejemplo) sobre rocas ya formadas. En cuanto a su distribución, puede dividirse en absoluta o total, que es aquella que toma en cuenta todos los espacios vacíos de la roca, y porosidad de fisuración o efectiva, que es aquella en la cual únicamente se consideran los espacios vacíos intercomunicados entre sí (permeabilidad). Obviamente existe relación entre porosidad y propiedades mecánicas de las rocas, ya que un aumento de la primera menguará a las segundas. (Volumen de vacíos o huecos (Vv)/volumen total (Vt)) por 100.

n = Vv_xlOO ~

Sin es mayor de 15%, se considera la roca como porosa. Generalmente los valores mayores de 15% se presentan en rocas sedimentarias y en ígneas extrusivas.

Permeabilidad, que evalúa la interconexión de los poros.

Contenido de agua, que es la cantidad de agua que contiene el macizo rocoso y se defme como la relación entre el peso del agua que contiene la roca y el peso de los sólidos en la misma expresado en por ciento. Es importante en condiciones naturales, pues influye tanto en la resistencia como en la deformación de las rocas, por ejemplo, en tobas soldadas mal cementadas, con el contenido de agua baja la capacidad de carga en un 70-80%. El procedimiento de laboratorio para su obtención se incluye en el capítulo correspondiente (Laboratorio de Mecánica de rocas).

Grado de saturación, definido como la relación entre volumen de agua y el volumen de vacíos de una roca.

Durabilidad, prueba de duración que mide la resistencia de la roca al debilitamiento y desintegración cuando se sumerge en agua.

PROPIEDADES DE LAS ROCAS 153

Índice de absorción. Permite conocer qué cantidad de agua penetra a una muestra en un determinado tiempo. El procedimiento de laboratorio para su obtención se incluye en el capítulo correspondiente (Laboratorio de Mecánica de rocas).

Alterabilidad, que es el potencial de las rocas para intemperizarse con el transcurso del tiempo. Esta propiedad es función de la estabilidad mineral (mecánica y química) de los constituyentes de las rocas, el grado de fisuramiento, de los agentes agresivos y del tratamiento mecánico a que estarán sometidas.

El peso volumétrico, consecuencia del contenido mineralógico de una roca y es defmido como el peso de la misma por unidad de volumen. Esta propiedad junto con otras ayudará a estimular la resistencia y deformabilidad de una roca y permitirá su comparación con otras.

Dureza, que indica la tendencia a la ruptura de los componentes o estructuras al aumentar la degradación de la roca. Se mide por el grado de rebote de un martillo de acero en una superficie preparada de roca. La prueba de Schmidt de rebote de martillo da una cifra de rebote que se puede correlacionar con la resistencia a la compresión uniaxial cuando se toma en cuenta la densidad en seco.

Resistencia, que determina la capacidad de la roca para mantener unidos sus componentes.

Estas propiedades deben ser evaluadas para una clasificación ingenieril de la roca.

Las propiedades ingenieriles de las rocas se examinan desde tres puntos de vista generales (tabla X.l):

• Roca intacta o fresca (roca competente)

• Roca alterada

• Roca descomprimida o fracturada


Tabla X.I.

Propiedades Ingenieriles de las Rocas

Propiedad Roca intacta, fresca Roca alterada Roca descomprimida

Permeabilidad Esencialmente impermeable, ex- Aumenta con el El agua se filtra con relativa faci-cepto las areniscas puras, rocas grado de altera- lidad a lo largo de las fracturas; el vesiculares y porosas, las cuales ción. flujo aumenta a medida que la pueden constituir acuíferos o pro- cantidad, continuidad y abertura vocar filtraciones bajo los de las fracturas aumenta. Impor-

embalses. tante en cortes de talud y otras excavaciones; se reducen los esfuerzos bajo los cimientos de una construcción y el agua se filtra.

Resistencia a la La mayoría de las rocas no se Disminuye con el Rara vez se excede el punto de ruptura (resis- fracturan cuando están confinadas. grado de altera- ruptura en el estado confinado; tencia al es- Sin embargo, bajo condiciones de ción. pero en estado no confmado, fuerzo) grandes esfuerzos de tensión y alta como taludes o túneles, la resis-

porosidad, los esfuerzos bajo una tencia puede ser muy baja a lo construcción pueden provocar largo de planos de debilidad. fracturamiento, especialmente en rocas foliadas.

Deformación La compresión bajo unos cimien- Aumenta con el Ocurre cuando las fracturas están (cuando el tos hace al macizo esencialmente grado de alteración abiertas y el desplazamiento es esfuerzo au- elástico. Sin embargo, algunas perpendicular a los planos de menta) rocas como la halita se deforman debilidad. Cuando la roca está

plásticamente y sufren ruptura. La confinada y la dirección del asen-deformación plástica puede tam- tamiento es paralela a los planos bién ocurrir a lo largo de la folia- de debilidad, los desplazamientos ción en un caso de confmamiento son insignificantes. En obras parcial, como en una excavación o expuestas, como taludes y túne-por grandes cargas aplicadas per- les, los movimientos pueden ser pendiculannente a la foliación. de importancia.

Expansión Ocurre en lutitas con arcillas Sólo aumenta con (cuando el montmoriloníticas o pirita. Cuando el grado de altera-esfuerzo dismi- están en contacto con agua o aire ción y si ésta es de nuye) húmedo, causando que se hinche y alto índice de plas-

deforme la roca en excavaciones ticidad.

y cimientos, ó el colapso de

taludes y la obstrucción de túneles.

Roca competente

En la nomenclatura ingenieril se denomina roca sana o competente a la roca intacta, fresca, sin internperisrno, libre de discontinuidades y que reacciona como una masa sólida a la aplicación de esfuerzos.

PROPIEDADES DE LAS ROCAS 155

La permeabilidad, resistencia y deformación están relacionadas directamente con la dureza y la densidad, tanto como con la fábrica y el cementante. Las propiedades ingenieriles en general, están resumidas en la tabla X.2.

Tabla X.2. Propiedades Ingenieriles de las Rocas más Comunes

TIPO DE CARACTERISTICAS PERMEABILIDAD DEFORMACION RESISTENCIA ROCA MECÁNICA

IGNEAS Faneritas Granos fuertemente unidos, Esencialmente imper- Muy baja. Muy alta.

escasos espacios porosos. meable. Afanitas Similar a la anterior, puede Con huecos puede ser Muy baja a baja. Muy alta a alta.

contener huecos. muy permeable. Porosas Gran cantidad de huecos. Muy alta. Relativamente baja. Relativamente baja.

SEDIMENTARIAS Huecos llenos de cementante. Baja. Baja. Alta.

Areniscas Huecos parcialmente rellenos Muy alta. Moderada a alta. Moderada a baja. de cementante. Depende del grado de com- Alta a baja.

Lutitas pactación (consolidación). Impermeable. Pueden ser muy Baja a alta. expansivas.

Las variedades puras nor- Altas a través de las Baja excepto para Alta excepto en las Calizas malmente desarrollan caver- cavernas. las áreas de caver- áreas de cavernas.

nas. nas. Variedades impuras. Impermeable. Generalmente baja. Generalmente alta.

Dolomía Escaso desarrollo de cavida- Impermeable. Más baja que en las Tan alta como las des. calizas calizas

MET AMORFICAS Débilmente foliada. Esencialmente imper- Baja. Alta.

meable. Intensamente foliada. Muy baja. Moderada perpendi- Alta perpendicular

Gneis cular a la foliación. a la foliación. Baja paralela a la Baja paralela a la

foliación. foliación. Esquistos Intensamente foliadas. Baja. Como el gneis. Como el gneis.

Filitas Intensamente foliadas. Baja. Más débil que el Más débil que el gneis. gneis.

Cuarcitas Granos fuertemente soldados. Impermeable. Muy baja. Muy alta. Mármol Granos muy unidos. Impermeable. Muy baja. Muy alta.

Roca alterada

La descomposición por intemperismo aumenta la permeabilidad de la roca y la debilita. Si el grado de alteración avanza, afectando las partes intactas y las discontinuidades, las propiedades de la roca se aproximan a las de un suelo. El producto final y su espesor son relativamente cercanos a la composición mineral de la roca original.

.. .. 156 JOSÉ MARÍA CHÁVEZ AGUIRRE

Roca descomprimida o fracturada

Las discontinuidades o defectos representan planos de debilidad en el macizo, y controlan las propiedades ingenieriles dividiendo la roca en bloques separados por estructuras como fallas, fracturas, planos de foliación, crucero, clivaje o exfoliación y estratificación, como se describe en Ia .tablaX.3.

. . Tabla X.3 . Discontinuidades de las Rocas

DISCONTINUIDAD DEFINICION CARACTERISTICAS Fractura Separación o abertura en la masa Antecedente de las juntas, fallas, planos de

rocosa, rompimiento. deslizamiento, de foliación, y clivaje. Fractura a lo largo de la cual no ha Es la estructura más común en las rocas. En la ocurrido desplazamiento. mayoría de las formaciones se presentan bajo

un patrón geométrico relacionado con el tipo

Junta de roca y dirección de esfuerzo. las juntas abiertas permiten el paso del agua, incremen-tando la alteración de la masa. Las juntas sella-das resisten el intemperismo y la masa se altera uniformemente.

Fractura a lo largo de la cual ocu- La zona de falla generalmente consiste de roca rre un desplazamiento debido a triturada, a través de la cual el agua puede

Falla actividad tectónica. filtrarse libremente, incrementando el intempe-rismo. Las áreas anegadas de la roca triturada causan filtraciones y derrumbes en túneles.

Planos de deslizamien-Superficie de falla preexistente; a Superficie pulida, brillante, con estriaciones.

to partir de fallamiento, derrumbes. Con frecuencia es el elemento más débil en

una masa rocosa. Las superficies de foliación conti- Pueden presentarse como juntas abiertas o

Planos de foliación nua son causadas por la orienta- simplemente como orientaciones sin aberturas. ción de los minerales durante el La resistencia y la deformación dependen de la metamorfismo. dirección del esfuerzo aplicado a la foliación.

Cizallarniento o roro-Zona de cizalla o ruptura causada Delgadas zonas de estrías y roca triturada que

pimiento de la foliación por plegamiento o relieves afalla- se forman a lo largo de capas angostas en las dos o desplazados. rocas metamórficas.

Clivaje, crucero o exfo- Fracturas formadas por plegamien- Se encuentran en lutitas y pizarras; muy cerca-liación to. nas unas de otras.

Planos de estratifica-Contactos entre rocas sedimenta- Son zonas que contienen con frecuencia mate-

ción rias. riales frágiles como lignito o arcillas montmo-

riloníticas. Milonita Zona intensamente resquebrajada. Laminaciones intensas; componentes minerales

originales y la fábrica triturados y pulveriza-dos.

Cavidades Aberturas en rocas solubles causa- Erí calizas varían desde cavernas a huecos en '· das por la acción del agua subte- forma de tubos. En riolitas y otras rocas ígneas

rránea o, en las rocas ígneas, varían desde huecos de diversos tamaños hasta formadas a partir de bolsas de gas. tubos.

CAPÍTULO XI CARACTERÍSTICAS DEL MACIZO ROCOSO

INTRODUCCIÓN

Cuando se observa un afloramiento de rocas hacemos una clasificación mental y desordenada de ellas; si extraemos un ejemplar y lo revisamos con una lupa, las características que habíamos supuesto cambian y modificamos nuestra opinión; al verla con el microscopio, generalmente nuestras apreciaciones iniciales deben cambiarse o incluso desecharse. Las propiedades de las rocas influyen en el comportamiento del macizo rocoso debido a que en éste se reúnen dos o más tipos de ellas, que en su conjunto dan a la masa características que complican su análisis.

Las características de las rocas que al ingeniero civil le interesa conocer son:

a) Rasgos o expresión de las fracturas. b) Fragmentación natural. e) Deformabilidad. d) Permeabilidad. e) Alterabilidad. f) Resistencia a la compresión simple o confinada. g) Resistencia al esfuerzo cortante.

En este capítulo haremos una breve descripción de cada una de esas propiedades, basándonos principalmente en los trabajos de E. Gaziev, L. Cañete, R Marsal, S. Herrera y M. Vera.

DESCRIPCIÓN DE LAS CARACTERÍSTICAS PRINCIPALES DEL MACIZO ROCOSO

a) Rasgos o expresión de las fracturas

Las fracturas son los defectos más comunes en un macizo rocoso, siendo posible medir su espaciamiento, anchura, forma y rugosidad en su superficie. Pueden ser abiertas, cerradas, o estar rellenas de algún material, y se pueden medir en ellas los grados de cohesión y fricción a lo largo de sus superficies.

158 JOSÉ MARÍA CHÁVEZ AGUJRRE

Los bloques tendrán las características de una roca intacta. Cuando el grado de descompresión aumenta, el significado de las discontinuidades disminuye, pero al igual que en las rocas intensamente descomprimidas y en los suelos residuales, las fracturas relictas pueden representar planos de falla en potencia.

En general, el comportamiento de un macizo rocoso durante excavaciones de túneles estará gobernado por lo intacto de sus propiedades, y la roca podrá ser considerada competente si las fracturas están cerradas, si la distancia entre ellas es de un metro o más, y si la roca está fresca. Sin embargo, en excavaciones en rocas inclinadas, un bloque de roca intacta puede caer si los planos que lo limitan tienen una pendiente demasiado grande.

b) Fragmentación natural

Todo macizo rocoso natural se encuentra dividido en bloques irregulares, resultantes de fisuras originadas por esfuerzos tectónicos o por planos de estratificación, como ocurre en rocas sedimentarias y metamórficas o bien, por enfriamiento de masas ígneas.

La separación entre fisuras permite estimar el tamaño de los bloques. El fisuramjento es una de las características de la fragmentación natural que deberá conocerse en detalle para prever el funcionamiento del macizo en cualquier obra de ingeniería.

Todas las rocas tienen una propiedad anisótropa importante. Inclusive, los granos más pequeños pueden ser considerados como materiales anisótropos, debido a sus rnicrofisuras o planos de cristalización.

Al analizar un macizo rocoso se observan familias de grietas o fisuras que, debido a su anchura, posición, relleno, etc., impiden considerar al macizo como un cuerpo homogéneo o isótropo, con fisuración uniformemente ilisttibuida. La localización de estas grietas permite determinar la estabilidad de la roca in situ, y hacerse una idea de su resistencia y deformabilidad.

e) Deformabilidad

La aplicación de cargas impuestas por las obras ingenieriles a la masa rocosa provoca deformaciones en la misma. La magnitud de las deformaciones será función del nivel de esfuerzos aplicados a la masa rocosa, tiempo en que se apliquen estos esfuerzos, espaciamientos y frecuencia de las discontinuidades, características de las discontinuidades y de la roca intacta, grado de alteración de la roca, anisotropía* y heterogeneidad de la masa rocosa, tamaño del área cargada en rela-

• Anisotropia: Una razón importante para el empleo del nombre de la roca es la relación entre la textura, fábrica y anisotropía estructural de las rocas de un determinado origen. Por ejemplo, la mayoría de las rocas ígneas tienen una estructura densa, bien encajada, con muy pequeñas diferencias de dirección en las propiedades mecánicas (con la excepción de algunas rocas volcánicas superficiales, rocas intrusivas subsuperficiales, y algunas intrusivas profundas, como los granitos gnéisicos, que presentan una textura riolítica en la periferia de la intrusión).

Las rocas sedimentarias de grano fino, como las lutitas, areniscas y algunas calizas, están estratificadas y por tanto muestran una anisotropía considerable en las propiedades mecánicas. Otras rocas sedimentarias, como la sal gema, el yeso y muchas calizas y dolomías, han recristalizado en una textura compacta, presentando únicamente una ligera anisotropía. Las rocas metamórficas son quizá las más anisotrópicas. La clorita, el talco y el rnicaesquisto tienen superficies de exfoliación bien desarrolladas y se componen de minerales de estructura hojosa que dan lugar a

CARACTERÍSTICAS DEL MACIZO ROCOSO 159

ción al espaciamiento de las discontinuidades y magnitud y dirección de los esfuerzos residuales en la roca.

La mayoría de los problemas que enfrenta un sistema de clasificación es seleccionar los parámetros más importantes.

Es posible que no haya un parámetro o índice que describa por sí solo un macizo rocoso fracturado. Varios factores tienen diferente significado y sólo si se toman juntos pueden describirlo satisfactoriamente. Aunque el significado de algunos factores puede variar en casos diferentes, por ejemplo, en estabilidad de taludes, otros pueden relacionarse y usarse en diferentes aplicaciones.

Un análisis detallado de este problema reveló que, para aplicaciones prácticas, los siguientes seis parámetros son los más significativos en el comportamiento de las masas rocosas.

l. Resistencia a la compresión simple.

2. Índice de calidad de roca (RQD).

3. Espaciamiento de las fracturas.

4. Orientación de las fracturas.

5. Condiciones de las fracturas.

6. Flujos de agua subterránea.

Todos estos parámetros pueden medirse en el campo y pueden compararse con otras clasificaciones ya aceptadas.

La deformabilidad de la masa rocosa se expresa mediante el Módulo de Deformabilidad, que es la relación del esfuerzo aplicado y su correspondiente deformación unitaria durante la aplicación de una carga al macizo rocoso, que incluye la determinación del comportamiento elástico e inelástico.

La construcción de excavaciones y cimentaciones en roca, requiere definir la deformabilidad del macizo con el propósito de conocer su comportamiento ante cargas y descargas y poder diseñar adecuadamente los revestimientos, estructuras y método de construcción a utilizar.

Las pruebas de deformabilidad pueden ser estáticas o dinámicas, según el tiempo que dura la aplicación de carga y/o descarga y pueden hacerse en superficie o a profundidad. El siguiente esquema muestra los ensayos que se han realizado para evaluar la deformabilídad de la masa rocosa in s itu:

grandes diferencias en la resistencia y el módulo de deformación según la dirección de ensayo. Los gneises muestran alguna anisotropía pero en menor grado. La pizarra es también muy anisótropa debido a su pronunciada estratificación. Otras rocas metamórficas, como el mármol y la cuarcita, han recristalizado en una textura compacta, siendo bastante homogéneas.

160 JOSÉ MARÍA CHÁ VEZ AGUJRRE

Procedimiento Estático

Procedimiento Dinámico

d) Permeabilidad

Superficiales tPlaca rígida Prueba de la Placa Placa flexible Gato Plano Delgado (LNEC) Túneles Presurizados Gato Radial en Túneles

Profundos { Aparatos en sondeos

{ Prospección Geosísmica

Algunas rocas se debilitan por la inclusión de agua y el efecto es un deterioro químico del cemento o de la matriz arcillosa. Una arenisca disgregable generalmente pierde el 15% de su resistencia por simple saturación. En casos extremos como el de las lutitas con arcilla montmorilonítica, la saturación es totalmente destructiva. En la mayoría de los casos, sin embargo, este es el efecto que la presión del agua ejerce en los poros y fisuras y es la mayor influencia en la resistencia de la roca. Si se impide el drenaje durante la carga, los poros o fisuras comprimirán el agua contenida, elevando su presión.

El flujo del agua en la masa de roca puede tener una fuerte influencia en el comportamiento de ésta durante las excavaciones subterráneas.

Al aumentar el contenido de agua de una muestra de roca, disminuye su resistencia a la compresión simple.

La presencia del agua en las fisuras de las rocas ·provoca la reducción de la energía superficial de sus minerales, o sea, la cohesión de la roca disminuye por la simple presencia de agua en los poros; en consecuencia, al saturarse la muestra, su deformabilidad aumenta y su resistencia a la compresión simple disminuye.

La permeabilidad es una propiedad intrínseca de los materiales al permitir el paso de un fluido a través de sus poros; sus unidades de medida son de longitud al cuadrado (m2

, cm2, etc.).

Coeficiente de permeabilidad o conductividad hidráulica. Es la medida de la facilidad con que un fluido puede ser transmitido a través de un material poroso; sus unidades de medida son longitud/tiempo.

En suelos cohesivos. La permeabilidad es tan baja que, salvo en ciertas arcillas residuales, los problemas que plantea tienen poco significado práctico. ·


En materiales granulares. El flujo de agua a través de estos medios plantea dos cuestiones importantes: la estimación del gasto (su trasmisibilidad) y la posibilidad de tubifi.cación o erosión interna del suelo.

En rocas. La permeabilidad es consecuencia de su fracturamiento o disolución; sin embargo, ciertas areniscas, tobas y conglomerados tienen una permeabilidad intrínseca no despreciable.

e) Alterabilidad

Al ser sometidas las rocas a la acción de los agentes naturales, sufren modificaciones en su estructura y composición mineralógica o, en otros términos, se alteran. En relación con este fenómeno, se estudian dos características de la roca: su alteración y su alterabilidad. El grado de alteración es un parámetro con el que se trata de definir el estado presente de la roca; la alterabilidad es el potencial de las rocas para intemperizarse con el transcurso del tiempo. Esta propiedad es función de la estabilidad mineral (mecánica y química) de los constituyentes de las rocas, el grado de fisuramiento, de los agentes agresivos y del tratamieQ.to mecánico a que estarán sometidas.

Al estudiar la alterabilidad de una roca es necesario subrayar la importancia de su microfisuración. Las discontinuidades de la matriz rocosa juegan un papel fundamental en el proceso de alteración; las fisuras abiertas permiten el acceso del agua sobre áreas importantes de los minerales.

f) Resistencia a la compresión

Para definir la resistencia a la compresión se hacen dos tipos de pruebas: de compresión simple o axial a muestras no confinadas y de compresión triaxial a muestras confinadas.

La resistencia a la compresión simple con módulo de deformación al 50% de una roca intacta se incluye por numerosas razones. Si las discontinuidades están muy espaciadas y el material es débil, las propiedades del material afectarán al macizo rocoso. Bajo la misma presión de confinamiento, la resistencia de la muestra constituye el límite de resistencia más alto del macizo rocoso. Es importante tomar en cuenta si las juntas no son continuas o si se contempla el uso de excavadoras. Finalmente, un ejemplar del material rocoso representa en ocasiones un modelo a pequeña escala del macizo rocoso, desde el momento en que ambos estuvieron sujetos a los mismos procesos geológicos.

Las pruebas de compresión simple se ejecutan aplicando cargas axiales sin confinamiento a los especímenes de roca. Para cada incremento de carga se mide la deformación longitudinal del espécimen (figura XI .1):

162 JOSÉ MARÍA C!iAVEZAGUIRRE

a a

0"50% 1

1 l¿jG 1

~~l 1

0"50%

Figura XI.l. Deformación al aplicar cargas axiales.

Módulo Tangente

Et = t:lG 1 t:l e, a

8 a=fl ! 1! G = P 1 Ao

a - Resistencia a la compresión simple (MPa*).

E -Deformación (cm).

! -Longitud original (cm).

Módulo Secante

Es = t:lG 1 Llf- a

/l ! -Diferencial de deformación respecto a la longitud original.

P -Carga aplicada (tons o kg).

Ao - Área de la sección transversal de la muestra ( cm2).

• 1 MPa (megapascal) = lO bares = 10,197 kg/cm2


Los especímenes son generalmente cilindros de 2.5 a 7.5 cm de diámetro y altura igual a dos y medio a tres diámetros, mictiéndose la resistencia del espécimen como el esfuerzo bajo el cual el material falla (tabla XI.l ).

Tabla XI. l. Resistencia a la Compresión Simple con Módulo

(ST informe ISRM, Comité LDP, 1973, ASTM D3148-86) Resistencia

Condición Descripción (kg/cm2

)

50 a 200 Muy débil Rocas sedimentarias alteradas y débilmente compactadas.

200 a 400 Débil Rocas sedimentarias y esquistos débilmente cementados.

400 a 800 Resistencia media Rocas sedimentarias competentes e ígneas cuarzosas de densidad un poco baia.

800 a 1600 Resistencia alta Rocas ígneas competentes, metamórficas y algunas areniscas de grano fino.

1600 a 3200 Resistencia muy alta Cuarcitas y rocas ígneas densas de grano fino.

Pruebas Triaxiales no Drenadas con Medición de Presión de Poro (ASTM D2664-86). Los ensayes de Compresión Triaxial simulan los esfuerzos que soporta la muestra de roca en la naturaleza. El confinamiento que tienen las rocas en su estado natural puede definirse como un estado de esfuerzos normales denominados principales (cr1, cr2 y cr3), y que actúan en direcciones ortogonales. En la Cámara Triaxial los esfuerzos principales laterales permanecen iguales durante la prueba, es decir ( cr2 = cr3).

La Cámara de Compresión Triaxial consta de una base, cabeza, mangueras, deformímetros, manómetros y accesorios (figura XI.2).

Empaque

1....1-+~14---- Cabeza esférica

1'1<-jo~-- Membrana de hule

ftt-14---- Espécimen de roca

Figura XI.2. Diagrama de las partes de una Cámara Triaxial.


La base y la cabeza de la Cámara Triaxial tienen varios orificios a través de los cuales la presión de poro penetra en el espécimen y la presión confmante se mantiene constante manualmente, por medio de un tomillo-pistón que compensa los cambios de volumen que resultan de la deformación del espécimen. También puede controlarse automáticamente con un regulador de presión que lleva conectado un tubo pequeño de plástico enrollado al espécimen, y que sirve de dren durante el llenado de la cámara del fluido confinante (agua o aceite). La deformación axial durante la prueba se mide con una celda eléctrica y en cada medición de desplazamiento del espécimen se resta el efecto de la deformación elástica del aparato.

Al comjenzo de los ensayes se saturan el sistema de medición de poro y el espécimen que queda protegido con una membrana de hule. Se aplica una pequeña carga axial, la presión confinante se incrementa gradualmente hasta su nivel de trabajo (en cada ensaye esta última debe permanecer constante, sujeta a las condiciones de cada sitio donde se tengan previstas las obras)y la presión de poro se mide en ambos extremos. El sistema de contrapresión se cierra y el espécimen se car~a progresivamente con una velocidad de aplicación de carga que debe quedar entre 5 y 1 O kg/cm . Durante las pruebas, la presión de poro debe mantenerse menor que la confinante, de tal manera que el incremento de presión durante la carga deje siempre la confinante efectiva, cr3 ,con valor positivo y constante. Una disminución de la presión de poro, es señal de la expansión del espécimen y ocurre frecuentemente durante una etapa avanzada de deformación.

Se recomienda un mínimo de tres ensayes hasta un máximo de cinco con presión confinante constante, pero diferente en cada caso. La selección de esta presión debe ser igual a la real in situ. Se sugiere que sea equivalente a una de las presiones intermedias que se aplicaron y las máximas y mínimas en un 10% en más o el) menos según sea el caso elegido.

Pruebas Drenadas. En estas pruebas la instalación del sistema de contrapresión se mantiene abierto, de tal manera que, durante la aplicación de la carga axial, cualqujer incremento de la presión de poro se disipa por los extremos.

La Presión de Poro es la presión que existe en el agua de los poros, o espacios huecos, de un suelo saturado.

Su efecto en la resistencia de las rocas ha sido incluido como una variable adicional en la prueba de Compresión Triaxial.

• El fluido se introduce a través de los poros o huecos de las caras del espécimen que corresponden a contactos con el resto de la roca de que se extrajo.

• Para asegurarse de que todos los poros están llenos se trata el espécimen al vacío y luego se sumerge en fluido bajo presión.

La Presión de Grieta se refiere a las presiones de agua" que se desarrollan en fracturas saturadas de la masa rocosa.

• Cuando esta presión es muy alta puede provocar inestabilidad en la roca que actúa como cimiento de presas de concreto y es la causa frecuente de las fallas de talud. La filtración puede


producir ablandamiento del relleno de las juntas y el desarrollo de altas presiones de poro en el material de relleno puede reducir su resistencia.

• Los cambios en los esfuerzos pueden afectar en forma importante la filtración y permeabilidad en las masas rocosas. Los esfuerzos de compresión de pequeña magnitud causan que las juntas se cierren reduciendo la filtración, pero otros tipos de huecos en la mayoría de las rocas requieren grandes esfuerzos para reducir su permeabilidad y flujo.

• Los esfuerzos de tensión aumentan la permeabilidad y el flujo, su incremento se refleja generalmente en la caída de bloques o deslizamiento de taludes.

El Exceso de Presión Hidrostática es la presión capaz de provocar flujo de agua.

Criterios de falla. Al aplicar las pruebas de compresión simple o triaxial en muestras cilíndricas, se producirán dos tipos de fractura y tres tipos de falla, dependiendo de las características del ejemplar (figura Xl.3):

, ~* tt~ ~q&:a pr~ con una prensa. a los cm:anos de a ~tmff~ r~; d r~ deJa muesúa está expueseo a 1a presión ~.ít:a~mcoofinados).

, ~IIHJO ~~~ §C §Um«Je el cilindro en un fluido sometido a ,.e§~ bw~,

=-=:---=-=--==--__:::..._----===-=----- ·~-- ~ ·- ---=--=-- -- ---- ::::- - --

fruturu de uunfióat paralelas al eje mayor (a).

JrJátlfl§ ele dzaDa1 relacionadas pero no coincidentes con los planos d§J JMXÍIM e§OOZO de

1 bar

• Falla frágil. Si la fractura se produce antes de que la probeta sufra deformación permanente apreciable, el material se califica de frágil (figura XI.4).


Figura XI.4. Falla Frágil en materiales no confinados.

• Falla Semifrágil. Si hay una débil deformación plástica (<5%) antes de la fractura, el material es semifrágil. Ejemplo: granito, basalto (figura XI.5)

300 bar•

Figura XI.5. Falla Semifrágil en material bajo las mismas condiciones.

• Falla plástica. En materiales confinados a presión litostática. El material cede de manera plástica. Además de la presión que se ejerce sobre el núcleo hay un aumento en la temperatura. La deformación depende de la constitución mineralógica y de la textura de la roca. Un granito resistirá más la deformación plástica, mientras que una arenisca con matriz arcillosa cederá a menor presión pues la arcilla es plástica (figura XI.6).

•.


1000 bars

Figura XI.6. FaUa Plástica a presión litostática.

• Falla de Mohr-Cou/omb. Hace doscientos años, Coulomb sugirió que a los esfuerzos de cizalla que tienden a producir rotura se oponen dos cosas: (1) el esfuerzo normal a través del plano de cizalla potencial, y (2) la cohesión o resistencia a la cizalla del material. Ello se conoce actualmente como el criterio de Coulomb de la cesión frente a la cizalla (figura Xl.7).

Figura XI. 7. 1 Relación Esfuerzo-Deformación

ELÁSTICO ELASTO·PLÁSTICO Componamiento elás.tico en un granito En un granito altemdo comportamimto

hasta que falla (Falla Frágil) T.,~@

'lL_ e

/ ~ Basalto vesicular. Empiezan a fallar las parede$ Basalto Ytfícular aftcndo, Dclpub de la faJe de los buecos, inicia con un comporl. plástíco; u elúdea los míneraltf aflmldos empiezan a densifteala roca y viene una fase efúdca. fallar y v• un eompor~~mienul piMko,

PLASTO-ELÁSTICO PLASTO-ELASTO-PLÁSTICO S"' esfuerzo . .. defonnacíón


Efecto de Escala en Resistencia al Corte: los resultados numéricos de las pruebas de resistencia realizadas con muestras cilíndricas de igual relación de esbeltez, varían con el volumen de las probetas ensayadas. Esta propiedad es característica de los medios fracturados o discontinuos. La resistencia de un material surcado por discontinuidades queda condicionada por la resistencia del elemento de volumen que contiene la zona más débil, o sea la más fisurada. Si para una densidad de fisuración dada el volumen de la probeta crece, el número total de discontinuidades aumenta, así como la probabilidad de incluir una fisura grande en la muestra.

A mayor grado de fisuración de la roca, mayor efecto de escala y mayor dispersión. La definición del tamaño de la muestra que produzca resultados representativos de la re

sistencia al corte de la discontinuidad a la escala de campo, es uno de los aspectos que han originado opiniones muy diversas.

Para la obtención de parámetros se recomiendan preferiblemente ensayos in situ en la superficie de falla o en muestras cúbicas representativas (30 x 30 x 30 cm); sin embargo, debido a los costos y disponibilidad de equipos para estas pruebas, así como a las dificultades operacionales del muestreo, se recomienda ejecutar un mínimo de tres ensayos en muestras pequeñas, medir los ángulos de rugosidad en el campo y calcular la resistencia al corte.

El efecto escala es más pronunciado en discontinuidades rugosas y onduladas, y prácticamente ausente en discontinuidades planares. El factor clave es la presencia de asperezas de diferente tamaño que controlan el comportamiento del esfuerzo pico de resistencia de discontinuidades con longitudes diferentes. Los valores disminuyen con el aumento en la escala.

Los macizos rocosos que consisten de muchos bloques, tienen mayor esfuerzo de resistencia pico al corte que los macizos rocosos con mayor espaciamiento de discontinuidades. El efecto escala, en este caso, está relacionado con el cambio en rigidez del macizo rocoso a medida que el tamaño del bloque o el espaciamiento de discontinuidades, aumenta o disminuye.

La resistencia de esfuerzo pico al corte directo en diorita cuarcífera disminuye en un 40%, en un rango de áreas de 75 a 2 000 cm2

.

Se puede concluir que:

a) El efecto escala sí existe en discontinuidades rugosas, pero su defmición sólo puede ser realizada mediante cuidadosas observaciones de campo de la geometría de la discontinuidad a varias escalas.

b) El efecto escala tiene mucho menos importancia y puede ser ignorado en discontinuidades lisas y débiles sometidas a esfuerzos altos.

e) En general se acepta que los desplazamientos requeridos para movilizar el esfuerzo de resistencia pico y el residual, son generalmente mayores en las discontinuidades a escala real que en cualquier otro tamaño de muestra.

El efecto de escala es un factor fundamental para el diseño de los pilares de excavaciones subterráneas. La resistencia a la compresión simple de un pilar de una mina puede ser notablemente inferior a la de núcleos de tamaño reducido, si la roca se encuentra muy fisurada.


El factor de escala disminuye al aumentar la presión confmante que actúa sobre la muestra, pues induce el cierre de las fisuras preexistentes, por tanto, pierde importancia el carácter discontinuo de la roca. Correlativamente, cuando aumenta la presión de confmamiento, disminuye el coeficiente de variación de la resistencia al esfuerzo cortante.

La comparación de las resistencias al esfuerzo cortante determinadas en el laboratorio con probetas de dimensiones reducidas, e in situ en áreas grandes, muestra también que el efecto de escala es tanto más pronunciado cuanto más acentuado es el carácter discontinuo de la roca.

Por ejemplo, al aumentar el grado de alteración del granito, o sea, al disminuir su carácter de material fisurado, el efecto de escala disminuye.

En conclusión, la sensitividad de una roca, así como el factor de escala o dispersión de su resistencia a la compresión simple, son manifestaciones de su fisuramiento.

Relación de esbeltez (efecto de la forma): son numerosos los estudios relativos a la influencia de la forma de las probetas sobre la resistencia a la compresión simple, así como las fórmulas propuestas para representar la reducción de resistencia observada al aumentar la relación de esbeltez de los especímenes. La resistencia disminuye apreciablemente al llevar la relación de esbeltez a más de 3:1 (largo:diámetro). Para valores menores a 2,5:1 la resistencia se reduce. (Valores estandar de ISMR y ASTM).

Viscosidad de las Rocas: podemos ver cuerpos que conservan su forma indefmidamente, mientras los líquidos asumen el contorno de sus contenedores. Un material aparentemente sólido que se deforma lenta y continuamente en respuesta al esfuerzo cortante es, por lo menos en parte, un líquido viscoso.

La mayoría de las rocas exhiben deformación y dilatación "instantáneas", cuando se les somete a carga, y se llaman entonces viscoelásticas. Como en la elasticidad*, la deformación real puede exhibir diferentes discontinuidades mientras la mayor parte de la teoría se refiere a viscoelasticidad lineal ó continua.

Cuando se incrementa súbitamente el esfuerzo que se aplica a un ejemplar y gradualmente se disminuye, la deformación es seguida por deslizamiento primario.

g) Resistencia al esfuerzo cortante

Para conocer la resistencia al esfuerzo cortante, la deformabilidad de los macizos rocosos, así como el estado de esfuerzos internos de los mismos en sitios donde se proyectan grandes obras de ingeniería civil, se han desarrollado y puesto en práctica diversos métodos de ensayos de laboratorio y campo. Uno de ellos es la prueba de corte directo para el cálculo de la resistencia al esfuerzo cortante tanto en campo como en laboratorio; su uso no es muy frecuente debido a su

• Elástico. Material en el que el trabajo que se aplica es totalmente recuperable, una vez que las fuerzas o esfuerzos que causan la deformación han cesado.


elevado costo, sin embargo, para grandes obras se justifica su aplicación. Los resultados de estas pruebas han servido para el análisis de diferentes problemas geotécnicos como:

• Estabilidad de taludes naturales en excavaciones a cielo abierto y subterráneas.

• Cimentaciones de presas y estructuras de vertedores.

• Estabilidad de pilares de roca.

Son también importantes para el disefio de cualquier túnel. El propósito general de estas pruebas es determinar la resistencia al corte directo, máxima y residual, en función del esfuerzo normal al plano de corte o plano de debilidad, con incrementos del esfuerzo tangencial paralelo al mismo plano de corte. Este plano puede ser una fractura, una falla, un plano de estratificación o de contacto entre dos tipos de roca, la foliación, etcétera.

Las pruebas tienen diferentes objetivos en función de los problemas geotécnicos detectados en cada sitio o proyecto.

Los problemas geotécnicos involucran consecuencias económicas graves, tanto por los costos de tratamiento y soporte requeridos para asegurar las obras, como por los dafios que provocaría una falla del macizo rocoso o de las obras que se alojan en el mismo.

Mediante estas pruebas se obtiene información acerca de los parámetros de resistencia de las discontinuidades de macizos rocosos, lo cual conduce a estudios más completos de la estabilidad, comportamiento y tratamiento de los mismos.

a) Determinación en laboratorio

Cuando la abertura de las discontinuidades es grande y el material de relleno no es sensible al efecto de escala, su resistencia al corte puede medirse en el laboratorio sobre muestras inalteradas o, conservadoramente, en especímenes remoldeados con su contenido de agua natural o saturadas al vacío y dependerá del trabajo a que sea s.ometida la obra durante su vida útil (ver procedimiento de esta prueba en el capítulo XIX, Laboratorio de Mecánica de Rocas).

b) Determinación en campo

La determinación de la resistencia al corte de una roca permite obtener parámetros de resistencia para investigar la estabilidad de laderas naturales, de obras a cielo abierto y subterráneas y de cimentaciones. Está basada en el estudio cuidadoso de los defectos o debilidades del macizo rocoso más que en los elementos evidentemente competentes. Por ejemplo, en una cimentación constituida por capas de caliza sana y margas compactas, la atención del proyectista ha de enfocarse a estas últimas, observando su geometría en relación con los esfuerzos que puede inducir la estructura y con los parámetros determinados a partir de los ensayos de resistencia al corte.

Cuando las discontinuidades no contienen relleno o están constituidas por un contacto entre dos formaciones, los estudios de laboratorio no pueden solucionar el problema. Se hace necesario efectuar entonces pruebas de corte directo o triaxiales a fin de determinar el ángulo de fricción en la discontinuidad; este parámetro resulta fundamental para el estudio de la repartición de los esfuerzos y la resistencia de un medio discontinuo.


Esta prueba es utilizada para calcular el esfuerzo de fricción entre las caras de la zona de falla, lo cual es muy importante en el diseño de cualquier obra en que se modifica el estado de esfuerzos, para establecer el grado de estabilidad que posee la estructura en presencia de los esfuerzos actuantes.

Los ensayes se realizan en bloques labrados in-situ que quedan unidos al macizo por una cara. Se aplica un esfuerzo normal que se mantiene constante y a continuación un esfuerzo cortante que se incrementa, midiendo en varios puntos del bloque los desplazamientos longitudinales y transversales (figura X1.8).

1 1 1 1

1 250

1.- Gatos hidráulicos de 100 t. 2.- Placas de asiento. 3.- Colchón metálico. 4.- Puntas de medición. 5.- Marco de cortante. 6.- Viga de apoyo. 7.- Asiento de mortero. 8.- Templete para medidores. 9.- Deformómetro de caratula.

Acotaciones en cm.

Figura XI.8. Prueba de corte directo en campo (Marsal y Resendiz, 1979).

• El labrado del bloque deberá realizarse con mucho cuidado para minimizar la alteración producida. Se deberá efectuar una descripción detallada de la configuración de la superficie, fracturas, tipo de roca, etc., así como de la superficie de falla.

• Las dimensiones del espécimen deben ser tan grandes como sea posible, de manera que el área a ensayar incluya un número de irregularidades suficiente para que sea representativa de las juntas existentes en los macizos.

• Las dimensiones laterales del espécimen varían de 0.3 a 1.0 m, siendo limitadas por la capacidad de los gatos, que es usualmente de 100 a 300 ton.

• El gato, para producir la fuerza de corte, se instala con una pequeña inclinación y en dirección tal que la fuerza de corte y la normal concurren al centro de la superficie ensayada para evitar momentos de giro sobre esta superficie.

172 JOSÉ MARiA CHAVEZAGUlRRE

• Se toman muestras de roca en la vecindad del bloque probado, con fines de correlación de los resultados, obtenidos en campo y en laboratorio.

Esta prueba, muy sencilla en su concepto, presenta problemas en su realización: orientación de las fuerzas aplicadas, velocidad de carga, condiciones de saturación de la muestra, etcétera.

DIAGRAMA DE SCHMIDT

El diagrama de Schmidt representa a una esfera con coordenadas y clividida en líneas que representan los grados de dos en dos, de O a 360°. Los cuadrantes son NE, SE, NW, SW (figura X1.9).

Los puntos que se observan en el círculo de Schmidt representan las intersecciones de las estructuras o discontinuidades con la superficie de la esfera y se les denomina "polos".

Para encontrar los datos de un polo ya representado en el circulo se lee su clistancia al N o al S en grados, de acuerdo al cuadrante en que se encuentre, siguiendo el borde. Este dato representa la orientación del echado; su inclinación se mide a partir del centro del círculo o esfera hasta la ubicación del polo (de 90° en la orilla del círculo a 0° en el centro del mismo). De esta manera se calcula el rumbo e intensidad del echado o inclinación de la estructura. La perpendicular de esta línea que pasa por el centro del círculo o esfera es el rumbo del plano de la estructura con respecto al norte, se prolonga hasta el borde del círculo y se lee su ángulo a partir del N o del S.

De la misma manera se representan en el círculo los datos numéricos que aparecen en la información o en los mapas geotécnicos por ejemplo: N35° E- 60° SE.

No se deben mezclar o representar en un mismo círculo fallas, fracturas, juntas, planos de estratificación o cualquier otra discontinuidad, aunque en ocasiones se ubican en el mismo diagrama con diferentes símbolos pero se presta a confusiones. Se utiliza así para formar bloques.

Figura X1.9. Diagrama de Scbmidt.

CAPÍTULOXll MEDICIÓN DE LOS ESFUERZOS INTERNOS DEL MACIZO ROCOSO

INTRODUCCIÓN

Al analizar la estabilidad de obras subterráneas profundas como túneles y cavernas o galerías, resulta necesario determinar el estado de esfuerzos preexistentes en la masa rocosa. Numerosas determinaciones del estado de esfuerzos tectónicos, efectuadas en sitios muy diferentes, muestran que los esfuerzos horizontales son a menudo diferentes de los correspondientes al peso de la masa. Apoyan esta afirmación la existencia de fallas transversas así como la generación de temblores en ciertas zonas de la corteza terrestre.

Una vez que se conoce el estado de esfuerzos dentro del macizo rocoso, es posible seleccionar la orientación y geometría de las futuras estructuras subterráneas, de modo que de acuerdo a su geometría presenten la abertura más desfavorable en el sentido del esfuerzo menor, y la más resistente en la dirección del esfuerzo mayor actuante.

Por otro lado, el conocimiento de la magnitud, dirección y naturaleza de los esfuerzos actuantes, nos lleva a efectuar un mejor diseño de los sistemas de soporte como pueden ser marcos, anclas, concreto lanzado o alguna combinación de éstos, así como del soporte definitivo de la excavación.

Son tres los métodos propuestos para medir el estado de esfuerzos: de relajación de esfuerzos, de gato plano y de fracturarniento hidráulico.

Para 'el desarrollo de este capítulo se consultaron las obras de A. Calderón y R. Marsal.

A) Método de relajación de esfuerzos. Se ha utilizado con tres variantes:

a) Relajación de esfuerzos en la superficie de una excavación.

Consiste en colocar alrededor de un punto, en la pared de una galería, tres medidores de desplazamiento según direcciones radiales a 60° (figura XII.l).

Posterionnente, se recorta en forma concéntrica esta zona para producir un alivio de los esfuerzos actuantes en la superficie instrumentada. Se registran las deformaciones longitudinales así inducidas: Ea, Eb y Ec en las direcciones a-a', b-b' y c-e', respectivamente.


11 H=30cm

a

b

cjF30cm

b

a·

11 Figura XII.l. Excavación y ubicación de medidores de desplazamiento en la pared de una galería.

Se construye el círculo de Mohr de las deformaciones (figura XIT.2) y se calculan las direcciones de los esfuerzos principales actuantes en la superficie instrumentada, a partir de

las deformaciones principales E1 y Ez, mediante las ecuaciones:

D

E OC=

3 cr 1= 1_1!2 (E1 + ll E:J

OE=s a

E o (~ + ll E¡) crz=

l-¡.t2

Direcciones principales de esfuerzo y deformación ( s1 y s2)

Figura Xll.2. Trazo del círculo de Mobr con datos aportados por pruebas a que se somete al macizo rocoso.

Siendo E y J..1. el módulo de Y oung y la relación de Poisson de la roca, respectivamente. Este método tiene inconvenientes: los esfuerzos principales así determinados no son los esfuerzos tectónicos, pues la presencia de la galería modifica la distribución de esfuerzos en su contorno.

La relación o coeficiente de Poisson (J..I.) se puede calcular a partir del valor del Módulo de Y oung, o de las deformaciones como se muestra en la figura Xll.3

MEDICIÓN DE LOS ESFUERZOS INTERNOS DEL MACIZO ROCOSO 175

¡1 1 1

¡,. S a .~ ~

1

11

EL= deformación lateral

Ea= deformación axial

EL= -J.l Ea

~ =- J.1 Ea

-E, J.1 =_........

Ea

Figura Xll.3. Cálculo de la relación de Poisson por medio del valor de las deformaciones.

Los ensayos para establecer la deformabilidad de la roca son necesarios para determinar el grado de cerramiento que presentarán las obras bajo las solicitaciones de carga que se les impongan.

Existen dos métodos básicos para determinar la deformabilidad de los macizos rocosos: los estáticos y los dinámicos.

En los primeros se aplican cargas estáticas relativamente grandes sobre superficies seleccionadas y representativas del macizo rocoso y se miden las deformaciones resultantes. En los ensayos dinámicos se mide la velocidad de propagación de perturbaciones vibratorias.

Aunque la roca no es ni homogénea ni elástica, se acostumbra interpretar los resultados de los ensayos dinámicos a partir de la teoría de la elasticidad, asignando a la roca valores de constantes elásticas como el módulo de Y oung (E) y la relación de Poisson ( f..l. ).

Un método para obtener el módulo de elasticidad de la roca (E) es la Prueba de Placa (figura Xll.4); se acostumbra hacer tanto en trincheras como en túneles o socavones. En estos últimos la prueba puede realizarse tanto en las dos paredes laterales como en el techo y el piso.

Perforación AX con medidor Carlson

&z Figura XII.4. Prueba de Placa.

La carga máxima aplicada (q) deberá ser del orden de 1.5 veces la que será impuesta a la masa de roca. Se alcanzará en el último de una serie de 3 a 5 ciclos de carga y descarga.


Después de cada prueba se deberá muestrear la roca del sitio y medir la velocidad longitudinal y transversal de las ondas sísmicas para fines de correlación.

El módulo de Y oung (E), se calcula mediante la siguiente fórmula para puntos localizados sobre el eje z, a cierta profundidad (z):

Y con la siguiente ecuación para puntos de la superficie, z=O

E = (2(1-¡.t) 1 &z) q (a2- a¡)

Donde:

J.L = relación de Poisson del macizo rocoso a1 = radio interior de dicha placa a2 = radio exterior de la placa de carga z =desplazamiento de un punto localizado sobre el eje de carga a una profundidad (z)

Mediante el uso de la Placa Rígida (figura Xll.5) se tiene:

E = p(l-¡.t2) /(2a 8)

E= p(l-¡.t2) /(2n 8)sen-1(a/r)

a = radio de la placa 8 = desplazamiento vertical de un punto localizado sobre la placa ó en la superficie del

terreno a una distancia r y del centro de la placa.

¡~ r

Figura XII.S. Placa rígida.


Por métodos geofisicos:

En donde:

p = densidad

J.i = (Vp/Vs) 2 - 2/2(Vp/Vs)2 -2

E= 2pVs 2 (1 + p)

Vs =velocidad de propagación de las ondas transversales Vp =velocidad de propagación de las ondas longitudinales ll = relación de Poisson

A partir de la prueba de compresión simple o-2 - o-1 (Módulo de Young). 82 - 8¡

Existen valores promedio para los diferentes tipos de rocas. Para las masas de roca muy fracturadas o ligeramente alteradas se utiliza un valor ¡..t=O.l4 y un valor ¡..t=0.25 para masas de roca muy compactas.

Con objeto de alejarse de la zona de perturbación en el estado de esfuerzos, inducida por la presencia de la galería, se ha propuesto el método de medición b:

b) Relajación de esfuerzos en el contorno de un sondeo mediante el registro de deformaciones.

Con este método es posible efectuar mediciones hasta a 6 m de profundidad. La perforación central de 4.8lcm de diámetro, permite introducir el medidor de

deformaciones ( ~ = 3.80 cm) que consta de tres ex tensó metros diametrales localizados en una misma sección transversal (figura XII.6).

T 1_ ~= 15. 25cm r4. 81 cm

_l fjiiiiiiiiiiiiiiiiiiiiiiiiiiiiiiiiiiiiiiiiiii~ - Hasta 6 m ---

dirección cr3= eje del sondeo

9 =ángulo entre a-a' y cr2

Figura Xll.6. Sondeo y medidor de deformaciones.


Al efectuar el barreno concéntrico al anterior, de 15.25 cm de diámetro, el núcleo de roca

queda aliviado de los esfuerzos preexistentes y se miden las deformaciones Ea, Eb y Ec, según

tres diámetros. Suponiendo que el eje del sondeo coincide con la dirección del esfuerzo principal cr3, pueden determinarse las magnitudes y direcciones de los esfuerzos principales cr1 y cr2 que actúan en un plano normal al eje de sondeo, mediante las ecuaciones:

donde:

E = módulo de Y oung de la roca J..L = relación de Poisson e = ángulo que forma el eje de medición a-a' con la dirección del esfuerzo principal

mayor cr2 a= ángulo formado por la dirección b-b' con la dirección a-a'

Los valores de cr¡, cr2 y e así determinados se expresan en función de cr3. Al efectuar tres mediciones semejantes a lo largo de tres sondeos inclinados entre sí, es posible determinar la magnitud y orientación de los tres esfuerzos principales.

e) Relajación de esfuerzos en el contorno de un sondeo en el cual se ha instalado un medidor de esfuerzos.

Este método consiste en introducir en el sondeo un medidor de esfuerzos de gran rigidez en vez del de desplazamiento de muy baja rigidez usado en el método b.

El problema se analiza mediante las expresiones establecidas por Musk.helisvili (1953) en el caso general, o por Nabor Carrillo (1944) cuando la rigidez del medidor de esfuerzos es infinita.

Para el caso general, designando Go y J..Lo, el módulo de rigidez y la relación de Poisson del dispositivo de medición, G y J..L el módulo de rigidez y la relación de Poisson de la roca, cr1 y cr2

los esfuerzos principales actuantes en la roca y en el plano normal al eje del sondeo, y cr' ,cr" y cr"' los esfuerzos normales medidos según tres direcciones diametrales que forman ángulos de 60° entre sí, resulta:


S1 = 1/2 { cr' + cr" + cr"' + ~ 112 [cr ' - cr" )2 +( cr" - cr"' )2 +( cr"' - cr')2] }

S2 = 112 { cr' + cr" + cr"' - ~ 1/2 [cr ' - cr" )2 +( cr" - cr'" )2 +( cr"' - cr')2] }

K = __§¡__ G

X=3-4!l X0 =3-4!lo

- K__;(,__X_+2-'-) _Xlol-0 X0 - 2- K (X-2) cr = SI + s2 1 2K(X + 1) 2K (X+ 1)

cr = 2

Xo- 2- K (X-2)

2K (X+l)

K (X+2) X0

2K (X+l)

La determinación de cr', cr" y cr' "permite, por tanto, el cálculo de cr1 y cr2 con el fin de conocer aproximadamente los valores de la rigidez y la relación de Poisson de la roca. En el caso muy común en que las relaciones de Poisson de la roca y del dispositivo de medición pueden considerarse iguales a 0.25, se simplifican notablemente las expresiones anteriores, resultando:

2K+l J..t = 0.25 cr 1 = S 1 y

3K cr= 2

2K + l 3K s2

Donde puede apreciarse que el factor correctivo (2k+ 1)/3K es poco sensible a variaciones grandes de la relación de rigideces k. En particular, si k es mayor de 5, este factor correctivo tiende a 0.66; por tanto, los esfuerzos registrados con un medidor muy rígido se relacionan directamente con los esfuerzos internos en la masa de roca, casi independientemente del módulo de Y oung de ésta. He aqui la gran ventaja de estos medidores rígidos, que pueden estar constituidos por cadenas metálicas con propiedades magnéticas, o por inclusiones de vidrio con propiedades fotoelásticas.

B) Método del gato plano. Permite determinar la magnitud de los estados de esfuerzos; la idea básica es operar en tal forma que no se requiera la determinación previa del módulo de elasticidad de la roca. Esta prueba consiste en descomprimir localmente la roca de una pared de galería, efectuando una ranura en la cual posteriormente se inserta un gato plano. Se inyecta aceite en este gato, hasta que las deformaciones que había sufrido la roca por descompresión se recuperen. En ese momento, la presión aplicada sobre la roca por el gato es igual al esfuerzo normal que actuaba sobre el plano de la ranura. Los puntos de referencia que permiten la medición de las deformaciones en la zona deben localizarse sobre el eje de simetría normal al plano de la ranura y a ambos lados de esta (figura XII.7).

180 JOSÉMARÍA CHÁVEZAGUIRRE

1 ~ e

~1

1 O'n = P (( ej - d ) 1 e) 1

P = Presión de cancelación e = Longitud de la ranura ej = Longitud del Gato Plano

.e .A .B

....................................

¡¡¡¡¡¡¡:t::;:;:;:;:;:;:;:;:;:;:; .. :;:;:;:::.-.:.::::~t;¡¡¡¡ . A' .a·

Figura Xfl.7. Método del Gato Plano.

El procedimiento de ejecución se realiza sobre una superficie limpia y uniformizada.

• Se instalan los puntos de referencia A-A', B-B', C-C'.

• Se perfora una ranura entre los puntos de referencia y se deja abierta durante tres días aproximadamente, hasta que se estabiliza la deformación.

• Se instala el gato y se fija a la roca con un cementante.

• Se aplica presión a la roca mediante el gato plano hasta que la deformación de descarga se recupere, obteniéndose así la presión de cancelación.

• Se calcula el valor del esfuerzo O'n que actúa perpendicular al gato mediante la ecuación que aparece en la figura anterior.

Este método proporciona únicamente el valor o magnitud del esfuerzo normal actuando sobre el plano de la ranura. En caso de querer determinar la dirección de los esfuerzos principales se requiere efectuar tres de estas pruebas con diversas inclinaciones de la ranura, o bien definir la posición del gato plano en función de los resultados de la roseta de fracturamiento.

Los esfuerzos así determinados no corresponden a los esfuerzos tectónicos, sino al estado de esfuerzos modificado por efecto de la excavación de la galería. Para formas de galerías sencillas y excavadas en masas rocosas homogéneas y elásticas, es posible deducir el estado de esfuerzos tectónicos a partir de estas mediciones.

MEDICIÓN DE LOS ESFUERZOS INTERNOS DEL MACIZO ROCOSO I8I

C) Método de fracturación hidráulica. Es una técnica de campo utilizada por los ingenieros petroleros para estimular la producción de los pozos. Consiste en inyectar una suspensión de arena, aditivos y agua en un tramo previamente sellado del pozo, incrementando la presión hasta producir la fractura de la masa rocosa en el contorno del pozo. La fractura así creada es normal a la dirección del esfuerzo principal menor actuante; la presión de inyección necesaria para lograr la propagación de esta fractura, es igual al esfuerzo principal menor actuante.

Este concepto es aplicable al fracturamiento inducido cuando se supera la resistencia de la masa de roca mediante pruebas de permeabilidad Lugeon efectuadas en la cimentación de presas.

CAPÍTULO Xlll EXPLORACIÓN Y MUESTREO EN SUELOS

INTRODUCCIÓN

Debido a las características geológicas del Valle de México, la Mecánica de Suelos ha tenido un considerable desarrollo en nuestro país en las últimas décadas. Su aplicación en el análisis de terrenos que soportan obras de muy diversa índole como edificios importantes, obras de drenaje, vialidades, puertos y el Metro de la Ciudad de México ha permitido desarrollar métodos de análisis, exploración y muestreo cada vez más eficientes.

En este capítulo se revisarán algunas características generales de los suelos y los métodos de exploración y muestreo principales, ambos de conocimiento necesario para el geotecnista o el ingeniero civil que se dedica a la construcción.

Esta parte fue elaborada por el M. en C. Alberto Ramírez Piedrabuena y el Ing. Adán Ramos Bautista consultando las obras de F. Juárez Rodríguez y F. Juárez Badillo y el Manual de Obras Civiles de la CFE.

Características generales de algunos suelos

Suelos compresibles Son suelos finos compresibles que, al ser sometidos a un incremento de carga, disminuyen su volumen conforme pasa el tiempo. El proceso de consolidación tiene que ver con la magnitud de las cargas que se van a aplicar, por lo que es importante determinar si un suelo es compresible o no.

Para investigar de manera cualitativa dicha característica, se llevan muestras al laboratorio donde se les somete a la prueba de límite líquido. Si el valor de éste es menor de 50%, se trata de un suelo de compresibilidad baja o media, a cuyo símbolo representativo se le añade la letra L (low compressibility), obteniéndose para esta combinación los grupos ML, CL y OL (limo, arcilla y arcilla con materia orgánica respectivamente).

Si el límite líquido es mayor de 50% entonces los suelos finos son de alta compresibilidad, por lo que se agrega a su símbolo genérico la letra H (high compressibility), teniéndose así los grupos MH, CH y OH.

Se tiene así de manera cualitativa que la compresibilidad de un suelo es una función directa del límite líquido.

186 ALBERTO RAMÍREZ PIEDRABUENA, ADAN RAMOS BAUTISTA

Suelos blandos Como su nombre lo indica son suelos muy compresibles a las acciones de las cargas que se puedan colocar sobre ellos y en general presentan baja resistencia al esfuerzo cortante.

Suelos expansivos Este tipo de suelos en general se refiere a un suelo fino con composición mineralógica tal que lo hace susceptible a sufrir cambios apreciables de volumen como consecuencia de modificaciones en su contenido de agua.

El empuje que puede generar un arcilla expansiva a las estructuras desplantadas sobre él, es de tal magnitud que puede dañarlas severamente.

Como ejemplo de lo anterior se tiene el aeropuerto de Santa Lucía, Edo. de México, donde se construyó una pista de aterrizaje de 3 km de largo cuyo terraplén impidió la transpiración, por lo que se acumuló el vapor bajo la estructura, incrementando el contenido de agua, lo que provocó la expansión de la pista en forma severa. Lo mismo ocurrió en los pisos de las casas habitación que se construyeron para los miembros del ejército en esa zona, además de presentarse serios agrietamientos en los muros de esas construcciones.

Suelos licuables Los suelos más susceptibles a licuación son las arenas fmas sueltas y los limos no plásticos de granulometrías muy uniformes, situados bajo el nivel :freático. La licuación ocurre cuando se tiene la acción de perturbaciones dinámicas, como los sismos.

Suelos Colapsables Son suelos finos, que al igual que los licuables, se caracterizan por tener una granulometría uniforme, tienen compacidad suelta, pero no necesariamente están saturados. Son suelos de tipo eólico, como el loess en Norteamérica, el cual tiene una estructura crítica para su estabilidad. Si les entra agua, ésta destruye la endeble estructura y se puede presentar el colapso.

Suelos Solubles Contienen sales en su composición mineralógica que se solubilizan al contacto con el agua, pierden su estructura y en consecuencia baja su resistencia al esfuerzo cortante.

Suelos Corrosivos En su composición mineralógica o en el agua intersticial contienen materiales corrosivos, de tal manera que pueden corroer las estructuras con las que están en contacto. Un ejemplo de lo anterior es el agua con sales corrosivas que se extrae de la Zona de Texcoco.

Suelos Erosionables Casi todos los suelos son susceptibles a la erosión, pero los más afectados por este fenómeno son los faltos de cementación y cohesión.

Suelos con oquedades naturales o artificiales Es conveniente investigar el sitio donde se va a construir una obra con el fm de identificar oquedades naturales, como las que se observan en los derrames basálticos del Pedregal de San Angel,

EXPLORACIÓN Y MUESTREO EN SUELOS 187

o si ha habido explotación subterránea de materiales o minas como en la zona de Santa Fé del Distrito Federal.

Suelos Degradables Son aquellos que al ser expuestos a la intemperie cambian sus propiedades, por ejemplo las formaciones de margas o lutitas. La marga en presencia del agua se convierte en CH, o con el aire se empieza a degradar. La lutita en presencia del agua se degrada con gran rapidez.

Suelos susceptibles al congelamiento y al deshielo En nuestro país casi no tenemos este tipo de suelos, salvo en algunas zonas del norte de la República, el problema se presenta porque el agua al congelarse aumenta su volumen y rompe la estructura del material que la encierra. Al venir el deshielo ese material se convierte en lodo.

Programa de Exploración Geotécnica en Suelos

El objetivo de la exploración geotécnica, es obtener muestras representativas de los diversos estratos o formaciones que subyacen al terreno natural donde habrá de desplantarse la obra, a fin de poder determinar el nivel apropiado desde el punto de vista de resistencia y compresibilidad para apoyar ]os cimientos. La magnitud e intensidad de la exploración geotécnica estará siempre en función e importancia del proyecto por ejecutarse y en muchos casos estas campañas de exploración y muestreo se harán simultáneamente con las de exploración geológica.

Debido a la diversidad de los campos de aplicación que tiene la geotecnia, tales como la construcción de presas, vías terrestres, obras portuarias o fuera de costa, túneles o la cimentación de cualquier tipo, la exploración se rige generalmente por la experiencia del ingeniero de proyecto, o bien por específicos manuales de diseño con que cuentan algunas dependencias, pero no existen criterios específicos que determinen la cantidad de sondeos, ni su profundidad. En este trabajo se dan generalidades de este tipo de práctica.

Trabajos preliminares

Para cualquier tipo de obra, el programa de estudios geotécnicos empieza desde las primeras visitas al lugar donde se pretende construir, tomando en cuenta esta información se pueden planear, de una manera más concreta, los trabajos de exploración a detalle.

Recopilación de información disponible

Dependiendo del tipo e importancia del proyecto, la recopilación de cualquier clase de información existente es de gran importancia; como primer paso, se debe investigar si existen estructuras similares ya construidas y/o estudios correspondientes como fuente de consulta. Además, se pueden consultar las cartas topográficas y geológicas editadas por el Instituto Nacional de Estadística, Geografia e Informática (INEGI) y por los institutos de Geología, Geofisica, Geografía e


Ingeniería de la UNAM. También las sociedades técnicas como Sociedad Mexicana de Mecánica de Suelos (SMMS), Sociedad Mexicana de Mecánica de Rocas (SMMR), Asociación Mexicana de Ingeniería de Túneles y Obras Subterráneas (AMITOS) y las de ingenieros geólogos, aportan este tipo de información en sus reuniones.

Recorrido de campo y evaluación del sitio

En caso de que en la zona existan estructuras ya construidas, estas sirven para las primeras observaciones de su comportamiento geotécnico y estructural (en el pasado), en el caso de presas y vías terrestres se realiza un recorrido de campo al sitio donde se construirá la obra. El recorrido de campo lo debe realizar un ingeniero especialista en geotecnia, acompañado de un ingeniero geólogo, los objetivos que se persiguen con este recorrido son los siguientes:

• Comprobar la interpretación de la información previa (fotográfica) consultada, además de identificar y clasificar los suelos superficiales.

• Visitar las estructuras ya existentes en la zona y recopilar la información sobre su comportamiento.

• Obtener información adicional que permita programar los estudios geotécnicos.

Con lo anterior se puede hacer una evaluación general de las condiciones del lugar y tener una visión mas clara de los problemas que puede presentar el terreno. De esta manera se obtendrán mejores resultados en los trabajos a realizar.

Métodos de Exploración

Los trabajos de exploración que se requieren para el estudio de cimentación de una obra de ingeniaría civil se presentan a continuación de manera general.

Los métodos de exploración pueden dividirse en dos grupos:

a) métodos directos b) métodos indirectos

a) Métodos directos de exploración y muestreo Son aquellos mediante los cuales se obtienen muestras representativas de los diversos estratos o formación que subyacen al terreno natural. Dentro de los métodos directos se tienen los siguientes:

Pozo a Cielo Abierto (PCA). Como su nombre lo indica este método consiste en hacer una excavación a la que se le denomina pozo, generalmente de sección cuadrada o rectangular de l.Ox2.0 m. aprox., hasta una profundidad en que las operaciones prácticas como el traspaleo, el


nivel de aguas freáticas, la presencia de roca o la estabilidad de las paredes lo permitan (figura Xlll.l).

De este pozo se obtienen muestras alteradas y se pueden obtener muestras inalteradas labrándolas de las paredes o piso del pozo.

Figura XJU.l. Ademado para un pozo a cielo abierto.

A

~ 15 a 20 cm. r

Largero ---~

_fZI!II .... Esquinero

Largero __¿_

ones / Tabl

PLANTA

¿' ./~ V 1"' .V ~

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1

CORTE A-A

'"15a20cm.

_10x

111111

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~

20

1.5 a 2.0 m. (Se decrementa con

la profundidad)

Cuñas donde se requiere ajustar

Generalmente se aplica este método cuando se presume que a poca profundidad se pueden encontrar condiciones adecuadas para cimentar una estmctura, por otra parte el pozo permite observar directamente las condiciones estratigráficas del subsuelo.

En su realización se emplean herramientas y materiales tales como: picos, palas, barretas, cuchillos (para labrar las muestras), espátulas, machetes, arco de segueta con alambre de acero como elemento cortante, manta de cielo, parafina, brea (estos tres últimos para envolver las muestras inalteradas), estufa de petróleo, brocha de 10 cm, tarjetas de identificación, cajones, costales y cable de manila.

Posteadora y Barreno Helicoidal. La posteadora, es un instrumento integrado por un poste (tubo metálico) con un manera! en el extremo superior y en el inferior tiene acoplado un par de hojas de lámina curvadas; se introduce en un agujero pequeño hecho previamente con pico y pala, haciendo girar el manera! penetra la herramienta en el terreno, esta operación permite que las

190 ALBERTO RAMÍREZ PJEDRABUENA, ADAN RAMOS BAUTISTA

muestras de suelo queden atrapadas entre las hojas curvadas. El procedimiento se repite para avanzar dentro del pozo agregando tramos de tubería. El barreno helicoidal opera en forma análoga a la posteadora (figura Xlli.2).

m

~~~=====~~1~-m Figura Xlll.2. Posteadora con maneral y barreno belicoidal.

La posteadora puede ser de 4" a 9" de diámetro, el barreno helicoidal de 2" hasta 3 Y:z'' de diámetro y los tubos que sirven como extensiones son de %" en tramos de 1m.

Prueba de Penetración Standard (SPT). La denominada SPT (Standar Penetration Test) fue desarrollada por la "Raymond Concrete Piles Inc." y se volvió de uso común debido a las investigaciones y correlaciones realizadas entre otros por el Dr. Karl Von Terzaghi , a quien se le considera como el fundador de la Mecánica de Suelos. Luego de realizar una serie de estudios a una muestra inalterada de suelo e innumerables ensayos en arenas, limos y arcillas, fijó las especificaciones de esta prueba.

Consiste en hincar el penetrómetro estándar 45 cm en el terreno que se explora, mediante una serie de golpes aplicados al ensanchamiento del cabezote de la tubería de perforación. Para esta operación se deja caer libremente un martinete de 63.5 Kg (140 lb) desde 76 cm (30 pulg) de altura, luego de ser elevado por un cable suspendido del trípode por una polea y guiado por la tubería de perforación, a través de su diámetro interior (figura XIII.3 ).

A) Sistema del malacate de fricción

Figura Xlll.3. Prueba de Penetración Estándar. (Imagen tomada de "El cono en la exploración geotécnica", editado por TGC. S.A.)

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B) Sistema Pilcon

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Durante el hincado se cuenta el número de golpes que corresponde a cada uno de los tres avances de 15 cm.

La resistencia a la penetración estándar se define como el número de golpes, N, para penetrar los últimos 30 cm (de 15 a 45 cm); los golpes para hincar los primeros 15 cm se desprecian, porque se consideran no representativos, dada la alteración inducida a causa de la limpieza de la perforación.

La prueba de penetración estándar permite estimar la resistencia al esfuerzo cortante del suelo, mediante el número de golpes N que se requieren para hincar el penetrómetro estándar y por otra parte, se obtienen muestras alteradas, las cuales sirven para identificar los suelos del sitio, que permiten conocer las condiciones estratigráficas del subsuelo, aprovechando las propiedades índice que se practican a las mismas muestras recuperadas tales como el contenido natural de agua, límites de consistencia y granulometría, estimando la resistencia al corte de cada uno de los estratos mediante correlaciones empíricas con el número de golpes.

Estas correlaciones han permitido elaborar tablas y gráficas donde se comparan el número de golpes, el ángulo de fricción interna y la compacidad de las arenas (figuras XIII.4 y XIII.5).

Suelta ..., Compacidad re lativa Muy suelta

~ ~ S::: ·o ·-u ~ .... Cl) .-.,. S::: ...

8.~ ~ S::: ,e E

lit Cl)

u S::: e:. ·o (\o') ·-u ltJ ~ ....... ltS Cl) . O.. S::: lit

Cl)

Cl) 0..

t~ O) ~~:~ ·

~ -g 2 e o..

Cl) '-

E •:::J S:::

<:

Mediana Compacta Muy Compacta o

10

20

30

40

50

60

70

.........

~ ~ ~ ' "' " \.

\ \ " ~ \ ' ~ (1) (2) 1---

\ \ \ ~

80

~ F ~ W F F W ~ ~ ~

Angulo de fricción interna if> (1) Relación para arenas de grano anguloso

o redondeado de mediano a grueso

(2) Relación para arenas finas y para arenas limosas

Figura XIII. 4. Correlación entre el número de golpes para 30 cm de penetración estándar y el ángulo de fricción interna de arenas.

192 ALBERTO RAMÍREZPIEDRABUENA, ADAN RAMOS BAUTISTA

N o. S 1---.1..4-l -\-~_,_E 1.> ....... ;: l. o 1----+-+-\ e: ... a u ~ ..... "' ,. c.

~.~

"' "'

l . 5

2.0

0: 2' 5 1----1\

JOL---~-~~~~-L~--~-~~~~--~ . o 40

N, t1Úrnero de golpes poro 30 cm de penetración

Figura XIII.S. Relación entre la penetración estándar, la presión vertical y la compacidad relativa de las arenas.

De manera similar se ha establecido una correlación entre el número de golpes y la resistencia a la compresión simple en las arcillas, esta correlación en la práctica ha demostrado ser poco confiable por lo que no debe aplicarse para el diseño geotécnico definitivo; es preferible determinar dicha resistencia a partir de muestras inalteradas.

En las tablas XIII.l y XII1.2 se presentan las correlaciones tanto para suelos granulare~ como para suelos cohesivos, en las que interviene el número de golpes, N.

TABLA XIU.1. ..

COMPACIDAD RELATIVA DE LAS ARENAS

N (No. de golpes) Denominación Compacidad relativa

o - 4 Muy suelta o - 5 4 - 10 Suelta 5 - 25 10 - 30 Media 25 - 60 30 - 50 Compacta 60 - 75

más de - 50 Muy compacta mayor de - 75

TABLA Xlll.2.

CONSISTENCIA DE LAS ARCILLAS

N (No. de golpes) Denominación Resistencia a la Compresión simple, en Kg/cm2 (aprox.)

o - 2 Muy blanda o - 0.25 2 - 4 Blanda 0.25 - 0.5 4 - 8 Poco firme 0.5 - 1 8 - 15 Firme 1 - 2 15 - 30 Muy firme 2 - 4

mayor de - 30 Dura mayor de - 4


Muestras Alteradas. Son ejemplares alterados que sirven para identificar los suelos y para realizar pruebas índice.

Perfil Estratigráfico. Con los resultados de las pruebas índice efectuadas a las muestras alteradas y la clasificación de suelos previa realizada en el campo, se elabora el perfil estratigráfico de los suelos que subyacen al sitio donde se desplantará la obra.

Figura Xlli.6. Perfil estratigráfico típico.

CONTENIDO ..: DE AGUA (•/ol o ::: L P -t- ----. LL

20

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DESCRIPCION

Areno fino efe ,.......

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194 ALBERTO RAMÍREZ PIEDRABUENA, ADÁN RAMOS BAUTISTA

Resistencia a la Penetración. Cada una de las pruebas de penetración estándar arroja un número de golpes N, como se representan gráficamente mediante puntos que se ubican a las profundidades respectivas. Estos puntos se unen, obteniéndose líneas que definen la variación de la resistencia a la penetración estándar con respecto a la profundidad (figura XIII.5).

Interpretación de Resultados. La prueba de penetración estándar se interpreta a través de lascorrelaciones empíricas entre el número de golpes N, resistencia a la compresión simple y consistencia relativa en suelos cohesivos y entre N y la compacidad relativa en el caso de suelos granulares. Estas correlaciones se presentaron en las tablas XIII.l y XIII.2 respectivamente. Es conveniente aclarar que tales correlaciones deben aplicarse con reservas ya que no defmen con precisión los parámetros de resistencia del suelo.

Método de Lavado. Es un proceso exploratorio rápido y económico que se utiliza frecuentemente como auxiliar de otros métodos de perforación para avanzar en el sondeo. Las muestras que proporciona son alteradas y no se consideran representativas.

El procedimiento es el siguiente: luego de haber instalado el tripié y la máquina perforadora, se hinca en el suelo un tramo de ademe, se introduce el trépano conectado a las varillas de perforación en cuyos extremos va conectada la junta giratoria, a través de la cual se inyecta el agua a presión. El avance de la perforación que ocurre al girar las varillas conjuntamente con el trépano, va desalojando el material que se encuentra entre las paredes del tubo de ademe y la varilla de perforación, formando una mezcla de agua y material en suspensión, la cual se recoge en un recipiente para su análisis.

El proceso se detiene una vez que se llega con la perforación y el lavado hasta la parte inferior de la tubería de ademe, momento en que se suspende la inyección del agua y se vuelve a repetir el procedimiento (figura Fig. XIII.7).

Figura Xlll.7. Instalación de la perforadora, tripié y bomba de agua.

.. . · .. - · ·---~·-

PE:RNO

YANGUE:I!A PAI!AAGUA DE ALTA PI!E:SON

BOYBA PAllA AGUA

1

.. .. o.


El equipo y herramientas que requiere este método es el siguiente: máquina perforadora, tripié, polea sencilla, tubería de ademe, barras de perforación, bomba de agua, malacate, cable, llaves de cadena, llaves Steelson, mangueras, martinete y guía para el mismo recipiente para obtener la muestra, junta giratoria (figura XII1.8) y trépanos (figura XIII.9) .

. · . ...

l. '1> J . 1 '

r1

·. '1 21 ' ... . .. ,. ....

Figura xm.s. Junta Giratoria swivel. Figura Xill.9. Diferentes tipos de Trépanos.

Obtención de muestras inalteradas Es el proceso de obtención de muestras del subsuelo relativamente inalteradas para ser enviadas al laboratorio y de esta manera suministrar especímenes con los cuales se puedan determinar las caractetísticas fisicas y mecánicas (resistencia y compresibilidad) de este tipo de suelos.

Método manual Es la obtención y labrado de muestras en el sitio indicado, aprovechando los pozos a cielo abierto, estas muestras tendrán que ser protegidas para no alterar las condiciones y propiedades con que cuentan en el lugar. La protección consiste en evitar que pierdan humedad y disgregación.

Tubo de pared delgada tipo Shelby El muestreo continuo con tubo de pared delgada consiste en hincar a presión, en suelos cohesivos, los tubos Shelby; este método exploratorio permite obtener muestras del subsuelo relativamente inalteradas. M.J. Hvorslev, a quien se deben las primeras experiencias en esta técnica, recomienda operar las herramientas de perforación para obtener las muestras ejerciendo presión, sin recurrir a golpes ni a ningún otro método dinámico, así mismo, llevar a cabo la operación a velocidad constante a fin de evitar al máximo la alteración de la muestra.

El tubo Shelby debe ser de lámina de acero o latón, siendo mas común el primero, con el extremo inferior afilado y unido en la parte superior con la cabeza muestreadora, la cual va montada al final de la columna de barras de perforación, con las que se hinca el muestreador desde la superficie (figuras XIII. 1 O y XIII.ll ).


El espesor de la lámina es variable, siendo frecuentes los tubos construidos con lámina de acero con calibres que van del16 al20, con diámetro rninimo de 7.5 cm y los más usuales de 10 cm.

Únicamente deben usarse estos últimos, sobre todo cuando se hagan pruebas de consolidación que requieran especímenes de 8 cm de diámetro.

2AO JI 1-----i -·r

600

~ 200

~J{ 2.50

=f 2.'10

-··t 3.'10

-f

1 100,00

-I-12T +- ~--·-

10.1 5 J{ i

1 Tres tornillos Allen @ 120"

2 Aro sello de hule

3 Perforación

Unión con tornillo allen

t-~---2 DO -+-

Acotaciones en cm.

4 tubo

S Esfera metálica

6 Cuerda repujada

Unión con tornillo repujado

Figura Xill.ll. Penetrómetro de pared delgada tipo Sbelby.

Figura XIJI .lO. Muestreador de pared delgada con válvula esférica de pie.


En la figura XIII.l2 se presentan las dimensiones que deben tener los tubos de pared delgada.

+------- Lm ------+~La---1

Diámetro nominal

De Di

(cm) en cm en cm

7.50 7.62

10.00 10.16

De = Diámetro exterior

Di = Diámetro interior

7.22

9.76

Dm = Diámetro de muestra e= Espesor

Dm

en cm

7.11

7.17

9.61

9.69

e d L

en cm en cm en cm

0.20 1.27 75

0.20 1.20 90

d = Longitud de agusada L = Longitud de tubo

Lm Cuerda en cm de unión

AW 60 y

BW

BW 75 y

NW

Lm = Longitud de muestra recomendable La= Espacio para azolves (La= L -Lm)

Figura XIU.12. Dimensiones de los tubos de pared delgada.

Adicionalmente (figura XIII.13) Hvorslev estableció las relaciones de áreas y diámetros que deben tener este tipo de muestreadores para lograr un buen funcionamiento.

Relación de áreas Relación de diámetros

0.7% < D¡ - Dm x 100 < 15% O m

Figura Xlll.13. Relaciones de áreas y diámetros.


El equipo y herramientas que se emplean con este método son: tripié, máquina perforadora, diferencial de 1.5 ton o más, bomba de agua, junta giratoria, trépanos, mangueras, tubería de %" o más según capacidad de la bomba, malacate, juego de poleas, tubería de ademe, barras de perforación, tubos muestreadores, cabezote, cable, llaves de cadena, llaves Steelson, parafma, brea, estufa de petróleo y posteadora.

En la realización de un sondeo, se tiene la ejecución alternada del muestreo, avance y rimado de la perforación, por lo tanto la técnica que se utilice es una parte fundamental del trabajo de campo que influye en la calidad del ejemplar de suelo.

De ahí que las muestras de suelos blandos que se obtienen con tubos Shelby, utilizando técnicas de perforación a base de rotación o lavado, pueden resultar fisuradas, lo cual es posible observar por la bentonüa o azolve que penetra en ellas.

Para reducir la influencia de la técnica de perforación en la obtención de muestras de calidad, es común usar la posteadora-rimadora, combinando su acción con la broca de aletas, con la siguiente secuencia:

• Perforar con la broca de aletas hasta 1.0 m arriba de la profundidad de muestreo

• Perforar con la posteadora rimadora el tramo faltante de 1.0 m y

• Muestrear con el tubo de pared delgada

El hincado del tubo Shelby debe ser de 75 cm de longitud y efectuarse a una velocidad constante entre 15 y 30 cm/s, de esta forma queda sin muestra una longitud mínima de 15 cm, donde se alojan los azolves que pudieron haber quedado dentro del pozo. Una vez que se ha hincado el tubo, se dejan pasar tres minutos a fm de que la muestra se expanda en el interior y aumente la adherencia entre el suelo y las paredes del tubo; al concluir este tiempo se corta la base del espécimen girando dos vueltas el muestreador, se extrae, se limpian sus extremos y se identifica el tubo.

Tubo dentado

Este tipo de muestreador permite obtener muestras prácticamente inalteradas de arcillas duras y limos compactos o cementados; consiste de un tubo de acero de 1 O cm de diámetro y un metro de longitud que en la parte inferior tiene 8 dientes de corte dispuestos simétricamente, que miden de 0.8 a 1 cm de altura y 3 cm de base, los dientes se distribuyen alternando un diente recto y otro doblado 0.2 cm hacia el exterior, esto último con el objeto de reducir la fricción entre el muestreador y el suelo.

El muestreador puede operar con los dos tipos de unión comunes, el primero con tres tornillos allen y el segundo con cuerda repujada, este último ha probado ser más confiable que el primero, aún en suelos duros (figuras XIII.14 y XIII.15).

La forma en que se opera este muestreador es hincándolo a rotación con velocidades menores de 100 rpm y presión vertical para que avance con velocidad constante de 1 cm/s, hasta penetrar 75 cm; lo anterior permite que quede sin muestra una longitud mínima de 15 cm, donde se alojan los azolves que pudieron haber quedado dentro del pozo. Al igual que con el tubo Shelby una vez hincado el tubo dentado se deja en reposo 3 minutos a fin de que la muestra se expan-


da en su interior y aumente su adherencia contra las paredes del tubo, luego se corta la base del espécimen, girando dos vueltas el muestreador, se extrae el tubo, se limpian sus extremos y se identifica.

2AO .1' J---i

-· T Cuerda{= 600 N\AJ

-!-200

~.1' 2.50

=f 2.70

-·-t 3.70

-4

1 100.(}0

1 9.61.1' 1 l--10.15.1' ___,

1 Tres tornillos Allen @ 120"

2 Aro sello de hule

3 Perforación

Unión con tornillo alfen

Acotaciones en cm

4 tubo

S Esfera metálica

6 Cuerda repujada

Unión con tornillo repujado

10.0 0

100.0

Jo.a a 1.0

Corte A- A

' la rotación VISTA INFERIOR

Acotaciones en cm

Figura Xlll.14 y Xlll.15. Muestreador de tubo dentado con válvula esférica de pie.

Las muestras que se recuperan con el tubo dentado son de mejor calidad que las que se obtienen con el barril Denison, que es otro tipo de muestreador, sobre todo en los suelos arcillosos duros y capas granulares compactas.

200 ALBERTO RAMÍREZPIEDRABUENA, ADÁN RAMOS BAUTISTA

T 8.00

15.00

100.00

.1 d

1

Cuerda BW

Cabeza embalerada

Tubo exterior

Tuerca de ajuste

Contratuerca de ajuste

\t.llvula

Tubo ínterior

Zapata

Broca

Ajuste "d", entre broca y tubo interior

Tipo de suelo d, en cm.

Blando 2.0

Duro 0.0

Muy duro 0.0 ó el menor

Figura x m.t 6. Muestreador Denison.

Barril Denison

Este tipo de muestreador (figura Xlll.16) opera a rotación y presión; con él se obtienen especírnenes de arcillas duras, limos compactos y limos cementados con pocas gravas, localizados abajo del nivel freático. Cuando se muestrea este tipo de suelos arriba del nivel freático, las muestras se contaminan con el agua o lodo de perforación, de ahí que se considere usar aire como fluido de perforación, el cual se hace circular entre dos tubos. El barril consiste en dos tubos concéntricos; el interior es el que penetra el suelo a presión en tanto que el exterior gira y mediante la broca que se encuentra en su extremo, corta el suelo circunvecino.

Como se observa en la figura anterior, la cabeza del muestreador tiene una tuerca de ajuste que controla la posición relativa entre los dos tubos, de esta forma el tubo interior se hinca en el suelo una distancia d antes que la broca, lo anterior es con el objeto de proteger a la muestra de la erosión y contaminación que le puede causar el fluido de perforación (figura XIII.17).

Tubo exterior

Br

Tubo

oca

interior ~[

..

A

~ V

Í" 1' 11 1' 1' 1'

r' .1 11 1 11 .1 11

lJ 11 / V 1

.1 /

i Figura xm.17. Ajuste del Muestreador Denisoo.


Las dimensiones del barril Denison para obtener muestras de 7.5 y 10 cm de diámetro, se observan en la tabla XIII.3.

Diámetro Tubo interior

nominal De Di Dm

7.50

10.00

Donde:

7.62 7.22

10.16 9.76

De = diámetro exterior

Di = Diámetro interior

7.17

9.71

Dm = diámetro de la muestra

L

75

90

Tubo Exterior Barras de

De Di Dm L operación

8.52 7.92 90 60 BW

11.16 10.46 105 75 NW

L = longitud de tubo

Lm = longitud de la muestra

Tabla Xill.3. Dimensiones del muestreador Denison, en cm.

Cuando se trate de muestrear suelos granulares es pertinente adaptarle una trampa de canastilla, como se observa en la figura XIII.l6.

Este equipo opera de la siguiente forma: una vez que ha sido ajustada d, se baja el muestreador al fondo de la perforación y se hinca la profundidad d, para evitar que el tubo interior gire al iniciar la rotación del tubo exterior. En este proceso de muestreo la máquina perforadora transmite la fuerza vertical y rotación a través de la columna de barras, la primera puede ser hasta de 1 ton en tanto que la segunda oscila entre 50 rprn para materiales blandos y 200 rpm para los duros.

El proceso de rotación y fuerza axial se suspende una vez que se ha alcanzado la profundidad programada o cuando el muestreador ya no puede avanzar; se deja reposar tres minutos para que se expanda la muestra y aumente su adherencia contra las paredes del tubo, acto seguido se corta el espécimen por la base mediante la aplicación de giros y luego se procede a extraer el muestreador.

En la operación de este equipo la broca sufre calentamiento por lo cual el proceso de enfriamiento se lleva a cabo con fluido de perforación que circula por el espacio anular entre los dos tubos.

El barril Denison es el muestreador adecuado para tobas duras teniendo precaución de utilizar aire corno fluido de perforación, cuando se muestrea arriba del nivel freático. En muestreos abajo del nivel freático es factible utilizar agua o lodo. La presión de operación del fluido de perforación debe ser la mínima necesaria para mantener limpia la perforación.

Técnicas de Perforación

Una vez vistos algunos de los métodos de exploración más comunes en el estudio del subsuelo con fines de obtener muestras de los distintos estratos que se encuentran por debajo del terreno natural, estudiar sus características físicas y mecánicas, elaborar el perfil estratigráfico respectivo


y determinar la profundidad de desplante adecuada, conviene hacer algunas puntualizaciones de las técnicas y equipo que intervienen en la realización de los sondeos. Para llevar a cabo la perforación se requiere el siguiente equipo: máquina perforadora rotatoria, bomba de presión, barras y ademes y brocas de perforación.

Máquina perforadora rotatoria

Estas máquinas han sido diseñadas para llevar a cabo la exploración en dos grandes campos: la exploración minera y geológica y la exploración geotécnica. En el primero predomina la perforación en roca de galerías y túneles; en este campo se han desarrollado máquinas capaces de desplazarse por laderas, con velocidades de rotación mayores de 700 rpm. En el segundo campo se tienen máquinas que vienen montadas en vebiculos o remolques de gran movilidad que desarrollan velocidades de rotación menores de 800 rpm y longitud del vástago de perforación mayor de 1.5 m.

Peso Capacidad en m

Fuerza de Velocidad Par Carrera de Poten-

Máquina Espirales Diámetro empuje en de rotación máximo en perforación cia en Kg Kg en r¡>m Kg-m en m en bp 4\4" NW

Longyear (*) 1130 --- 260 3200 22- 1510 --- 0.6 36

Mod. 34

Mobile dril! 1826 75 300 8568 27-716 824 1.2 97

Mod. B53

Mobile dril! 3721 90 450 4800 65-850 1230 1.7 97

Mod. B61

Acker 2310 76 300 7200 55-553 632 1.8 50

Mod. AD-Il

Acker 1996 46 300 3200 43-287 518 1.8 48

Mod. MP-50

Simco 1200 35 90 2950 0-300 207 1.9 32

Mod. 2800 Hs

CME 2720 75 300 7257 100-650 970 1.8 Mod. 55 ---

CME 1280 45 150 4080 75-475 414 1.7 36 Mod. 45

(*) Máquina para exploración minera y geológica.

Tabla Xlfl.4. Car acterísticas de las Máquinas de Perforación.

La diferencia fundamental entre ambas máquinas estriba en la longitud del vástago de perforación (los muestreadores de suelo requieren de un vástago con carrera mínima de 75 cm). En la tabla XIII.4 se presentan las características de algunas máquinas de perforación.


Bombas de Presión

Las bombas que se utilizan en la perforación deben ser capaces de operar con lodos bentoníticos. Las más comunes son las de cavidad progresiva, sin embargo para sondeos considerados poco profundos (<50 m) se utilizan bombas centrífugas de alta presión, aunque sus impulsores quedan sujetos a importantes desgastes. En la tabla XIll.5 se presentan las características de estas bombas.

Marca tipo Gasto en Presión en Potencia Diámetro

Maneja 1 /min. kg/ cm2 enhp enpulg

Moyno Capacidad 162 16 7.5 3x2

Lodos Mod. 3L6 progresiva densos

Bames Centrifuga de 150 8 10 3 x2

Lodos Mod. Caracol alta presión medios

Tabla XIU.S. Características de las bombas.

Barras y Ademes

Las barras de perforación son tubos de 3.05m de longitud con paredes gruesas cuyo orificio interior permite el paso del agua. Su diámetro varía de acuerdo con el tipo de muestreador que vaya a usarse, por ejemplo las barras EW se utilizan para la penetración del cono eléctrico, las A W y BW son las que se emplean más en tanto que las NW se recomiendan poco para el muestreo de suelos. En la tabla XIII-6 se presentan las características de las barras de perforación más usuales.

0e 0i 0c Peso, Cuer-Barra en kg 1 das por

Pulgadas mm Pulgadas mm Pulgadas mm m pulgada EW 1 3/8 34.9 718 22.2 7/16 12.7 4.6 3

AW 1 23/32 44.4 1 7/32 30.9 5/8 15.9 6.5 3

BW 2 1/8 54.0 1% 44.5 3/4 19.0 6.2 3

NW 2 5/8 66.7 2 1/4 57.2 1 3/8 34.9 8.0 3

Longitud estándar: 3.05 m (10ft.) 0e = diámetro exterior

0i = diámetro interior

0c = diámetro interior del copie

Tabla XIII.6. Medidas de las barras de perforación más usuales.

Los ademes son tubos metálicos cuyos diámetros interiores de 76 y lOlmm impiden en algunas ocasiones el paso de los muestreadores, de ahi que cuando se requiere utilizar muestrea-


dores con diámetro mayor a lo que permiten los ademes, se tenga que recurrir al uso de lodos de perforación en sustitución del ademe metálico. En la tabla XIII. 7 se presentan las características de los ademes metálicos más usuales.

0e 0i Peso, en Cuerdas por Ademe

Pulg mm Pulg mm Kg/m Pulgada

Nw 3 1/2 88.9 3 76.2 12.8 4

bw 4112 114.3 4 101.6 16.8 4

0e = diámetro exterior 0i = diámetro interior

Tabla XIII.?. Medidas de los ademes más usuales.

Brocas de Perforación

La perforación de pozos con máquinas de rotación requieren de brocas que se eligen de acuerdo con la dureza de los materiales. Un esquema que muestra el criterio general para la selección de estas herramientas es el siguiente (figura XIII.18):

cu u o ... .e (1)

"' o a.

¡.::

Duras

Rocas

Blandas Duros

Broca tricónica

Suelos

Blandos

Broca Drag

Broca de aletas

Broca de cola de pescado

Resistencia al corte

Figura XIII.18. Criterios para la selección de brocas de perforación en suelos y rocas.

Broca Tricónica

Está compuesta de tres rodillos cuyos ejes están separados 120°. Estos rodillos no son rigurosamente cónicos, sino que son conos truncados encajados entre sí, con sus ejes intersecándose en el de la sarta de tubos. Los tres conos giratorios están embalerados y tienen dientes de abrasión de forma esférica para rocas duras y de forma de prismas agudos para rocas blandas.


La broca tricónica se manufactura en diferentes diámetros tales como 2 7/8", 4", 5", 6". Durante su operación se utiliza fluido de perforación (lodos, agua o aire) que sale al centro de la broca para enfriarla y arrastrar el material cortado a la superficie.

Este tipo de broca se puede utilizar para perforar desde rocas duras a suelos duros; no es recomendable su uso en suelos blandos, debido a que los conos giran con dificultad y pueden atascarse, porque en este tipo de suelos el chiflón no alcanza a limpiar correctamente los dientes de corte. En la figura XIII.19 se muestran aspectos de esta broca.

Figura XIII.19. Broca Tricónica.

BrocaDrag

Esta broca consta de tres planos radiales de corte, cada uno de los cuales está protegido con pastillas de carburo de tungsteno. Se manufactura desde 2" de diámetro. Durante su operación se utiliza fluido de perforación (lodo, agua o aire), que sale al centro de la broca, para enfriarla y arrastrar el material cortado a la superficie.

Este tipo de broca se puede utilizar en materiales que van de rocas blandas a suelos blandos (figura XIII.20).

Figura Xill.20. Broca Drag.


Broca de Aletas

Está formada por dos placas de acero duro, que son propiamente las aletas, dispuestas de talmanera que forman una hélice corta (figura XIII.21). En el vástago se tienen dos salidas de agua o lodo que incide en la parte superior de las aletas. La broca es de fabricación artesanal y los diámetros que se manejan van desde las 2". En general se puede utilizar en suelos de consistencia media a blanda, es adecuada para hacer perforaciones, sondeos e instalación de pozos de bombeo, tiene la ventaja de que deja agujeros limpios y poco alterados; es más económica que la tricónica o la drag y más eficiente.

Figura Xll1.21. Broca de aletas.

Aleta

~'

Planta

Se debe tener precaución en los sondeos de suelos blandos susceptibles a fracturamiento hidráulico, el cual se presenta asociado a la fuga de agua o lodo de perforación, en estos casos hay que complementar los trabajos con la posteadora-rimadora, a fin de que con ésta se perfore al menos un metro por arriba de la profundidad en que se obtendrá la muestra.

Broca de Cola de Pescado

Como su nombre lo indica, esta broca tiene la forma de cola de pescado y está constituida por dos cuchillas triangulares ligeramente alabeadas, con su vértice en la parte inferior, en algunas ocasiones estas placas o cuchillas son rectangulares y enton-ces la parte inferior es recta. No tiene salidas para fluido de perforación, por lo que su uso está restringido a la llamada perforación de batido (sin eliminar el material cortado) la cual se requiere para el hincado de pilotes y para las cuales se agrega algo de agua al inicio de la perforación. Se utiliza también para perforar las capas duras que no permiten el hincado del cono eléctrico.

En general puede utilizarse en suelos de consistencia media a blanda (figura Xlll.22).

Figura XIII.22. Broca de cola de pescado.


A continuación se presenta la tabla XIII.8 donde se resumen las diferentes aplicaciones que se les pueden dar a los distintos tipos de broca según el material a perforar.

Tabla XIII.8. Br ocas de perforación

TIPO DE MATERIAL FLUIDO DE APLICACIÓN BROCA PERFORACIÓN

Tricónica Basalto y tobas Aire En sondeos e instalación de aparatos, muy duras Agua aunque en basaltos es más eficiente el

martillo neumático y en tobas la broca Lodo drag.

Drag Tobas y suelos Aire En sondeos e instalación de aparatos, blandos

Agua utilizando aire a presión cuando se

·perfora arriba del nivel freático. Lodo

De Aletas Suelos blandos Agua En sondeos o pozos de bombeo. Si en

Lodo los sondeos se presenta fracturamiento hidráulico se requerirá también perforar con la posteadora rimadora.

Cola de pes- Suelos blandos No requiere Cuando se requiere remoldeo (perfora-cado ción de batido) para el hincado de pilo-

tes y la penetración de lentes duros que impiden el hincado del cono eléc-trico.

b) Métodos Indirectos de exploración y muestreo

Son los métodos de exploración en los que, sin necesidad de obtener muestras, se obtienen resultados que permiten conocer en forma aproximada los estratos o materiales del subsuelo. Actualmente son de uso común los métodos geofísicos.

La Geofisica permite relacionar parámetros fisicos del subsuelo con los diferentes materiales que lo componen, los cuales pueden ser evidenciados por la geología superficial o no, estableciendo las características geológicas del espesor estudiado.

De esta forma, la exploración geofisica es un complemento del mapeo geológico, sus técnicas ayudan a describir aproximadamente la geometría y propiedades mecánicas de las rocas en el subsuelo. Evalúa las propiedades fisicas de los suelos y rocas que se encuentran en el área de estudio, tales como la velocidad de las ondas compresionales, la variación magnética y la densidad, entre otras. Los valores de estas variables se calculan a partir de los resultados de las mediciones efectuadas con instrumentos.


A partir de estos resultados se puede inferir la distribución de las unidades geológicas mapeadas. La interpretación de estos resultados basada en un modelo de la estructura geológica, podrá indicar la profundidad de cada estrato en una secuencia estratigráfica, o el espesor de una zona de falla.

De esta forma los métodos geofísicos pueden proporcionar datos muy útiles no sólo sobre la configuración de los estratos sino también sobre la localización de las discontinuidades más importantes como las fallas, diaclasas o fracturas.

Es conveniente subrayar que la interpretación de resultados es un proceso complicado que debe ser responsabilidad de ingenieros especializados en la disciplina y no estará por demás complementar la exploración indirecta con una exploración convencional, para una mejor interpretación.

Los métodos geofísicos que comúnmente han sido empleados en los campos de la minería y la geología han apoyado también al campo de la ingeniería civil cuando se trata de explorar zonas de dificil acceso, donde en muchas ocasiones llegar al sitio con el equipo convencional puede ser muy costoso y riesgoso para el personal de campo, además se recurre a ellos porque pueden rendir excelentes frutos en la medida que se pueden explorar grandes extensiones a un costo relativamente bajo y con una precisión que en muchas ocasiones puede resultar adecuada. Existen diversos métodos geofísicos de prospección; su descripción detallada aparece en el capítulo VI.

Exploración geotécnica submarina

Un aspecto importante que merece especial atención dentro de los métodos de exploración, es cuando ésta se lleva a cabo bajo el agua. En nuestro país la experiencia en este sentido es amplia y se ha aplicado tanto para exploración geotécnica en el mar como en ríos caudalosos, para lo cual se utilizan desde modestos chalanes o balsas (figura XIII.23) que se adaptan para que sirvan como superficie firme donde se pueda operar el equipo, hasta sofisticados barcos geotécnicos (figura XIII.24) equipados con laboratorios flotantes donde se determinan las características físicas y mecánicas de los suelos extraídos.

T AMI'lORES OE. ACERO CE 55 GAL

HUECO DE ~r PARA LA BROCA

22' -----~-1

ElEVACIÓN LATERAL

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ELEV.O.CIÓN EN UN EXTREMO A·A

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ELEVACIÓN FRONTAL

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Figura XIIl.23. Exploración geotécnica con balsa.


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la tripulacoón Af1 riOO. .,,\.,

6LOMAR EXPLORER DRILLIN6 CONVERSION

GLOMAR, EXPLORADOR Y PERFORADOR

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Figura Xlll.24. Arriba, barco geotécnico, a la derecha, perforación en el subsuelo marino.

IJ Ul.RMI(.K

fUIOR Malacate de

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Filtro

RISER 6 CONTROL SYSTEM Sillema de control '1 elevacl6n -.-

·I-·Caño de .SUbida

Controletlcaz ,~'1 entrada a la memoria

WELL CONTROL & RE-ENTRV

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Una exploración de suelos de esta naturaleza generalmente consiste de dos etapas, la preliminar en la que se emplean métodos indirectos geofísicos, la cual tiene como objetivo fundamental determinar la factibilidad de colocar una estructura cuyo desplante descanse eri estratos del fondo del lecho marino o cauce del río y la defmitiva en la que se aplican métodos directos de exploración, cuyo objetivo principal será definir las propiedades mecánicas del subsuelo.

Como ejemplo de este tipo de exploración en nuestro país se tiene el realizado exhaustivamente para el disefio de las plataformas marinas en la Sonda de Campeche. El levantamiento geofísico con fines geotécnicos en un área de 2.1 km2

, seleccionada previamente, consistió fundamentalmente en hacer lecturas en forma continua a lo largo de líneas paralelas orientadas en sentido norte-sur, separadas 150 m entre sí y sobre líneas perpendiculares a éstas, separadas 500 m entre sí, tomando como centro la posible localización de la plataforma.

La información que proporciona esta metodología permite obtener gráficas de posicionamiento y registros de ecosonda, del sistema de mapeo del fondo marino, del perfilador somero y del perfilador profundo, elementos con los cuales se determinan los siguientes parámetros:

• Variación del tirante de agua • Presencia de burbujas en el agua • Tendencia en pendiente y configuración del fondo marino • Presencia de anomalías naturales o artificiales en el fondo marino • Características estratigráficas y litológicas de los suelos someros • Presencia de fallas • Plegamientos y fugas de gas

Tomando en cuenta estos aspectos se determina la localización mas segura para la estructura, desechándose aquellos sitios que representen un riesgo potencial de mal comportamiento de la obra.

Cuando ya se ha establecido la localización definitiva, se efectúa la exploración del sitio seleccionado aplicando métodos directos, ésta se lleva hasta una profundidad donde se garantice que el conjunto pilote-suelo tenga la suficiente capacidad para soportar la máxima carga de diseño.

Para llevar a cabo la exploración directa se requiere de un barco en cuya cubierta habrán de efectuarse las operaciones respectivas, el mismo tendrá que sufrir las adecuaciones que sean necesarias, como abrir un dueto en el casco de la embarcación a través del cual se pasa el sistema de perforación y muestreo.

Debido a las condiciones de trabajo se requiere que el barco se fije firmemente sobre el punto de exploración, para ello existen tres diferentes sistemas:

• Barco autoelevable • Anclaje de cuatro puntos • Posicionamiento dinámico

El barco de plataforma autoelevable (jack up), tiene un sistema de tres o cuatro patas, que se apoyan en el fondo marino o lecho del río, permitiendo que el barco se levante arriba del nivel del agua; este procedimiento es muy conveniente en el caso de pequefios tirantes (menores de 50 m) y lugares con frecuente mal tiempo. La figura XIII.25 muestra un barco de esta naturaleza.


Figura Xlll.25. Barco autoelevable.

El sistema de anclaje de cuatro puntos, que es el que se utiliza con más frecuencia, consiste en anclar la embarcación en cuatro puntos mediante cuatro anclas de patente, distribuidas dos en la proa y dos en la popa, ligadas al barco mediante sus respectivos cables de acero de 1 118" de diámetro, los cuales a su vez se deslizan mediante cuatro malacates que contienen normalmente 1 000 m de cable cada uno. En la figura XIII.26 se muestra esquemáticamente este sistema de anclaje.

Ancla de 3180 Kg. 50.00 m

~r o. ~L

Malacate

Malacate

.L Cable de acero de 1118" de ~__..__4_5 ::lr.Frn !J::!Iv::!nÍ7::!rln (11nn m)

Ancla de 3180 Kg.

.B..ncla de 2045 Kg.

26.35 m

Ancla de 2045 Kg.

Figura Xlll.26. Sistema de anclaje de cuatro puntos.


El sistema de posicionamiento dinámico, mantiene fija la embarcación, mediante propelas conectadas a una computadora, la cual controla su dirección y velocidad. Este sistema es muy usado para grandes tirantes de agua. El equipo consiste en 4 radiotransmisores, de los cuales tres están fijos en tierra y uno móvil en el barco, el cual envía una señal que es recibida y retransmitida por las estaciones fijas a la móvil, al recibir la señal esta última determina la distancia a las tres estaciones con base en el tiempo que tarda en regresar, este sistema se conecta a una computadora la cual efectúa la triangulación y determina la posición.

Una vez fijada la embarcación se opera el sistema de perforación y muestreo del cable guía (wire-line) (figura XIII.27), el cual emplea barras y brocas que permiten pasar por su interior el muestreador sin mover el resto del equipo; la tubería de perforación utilizada es del tipo IF de 4 W' (11.4cm) de diámetro exterior y de 3 Y:z " (8.9cm) de diámetro interior y 6.1 O m de longitud, la broca es de 1 O" (25 cm) de diámetro, que es la dimensión final del pozo, cuyas paredes se estabilizan con lodo bentonítico, el cual circula por el espacio anular que se forma entre la tubería y las paredes del pozo. En virtud de que la rezaga producto de la perforación es arrastrada hacia el fondo marino, se trabaja a "lodo perdido" por lo que se debe contar a bordo con una planta de lodos con capacidad suficiente para abastecer la perforación.

Martillo

Jcaida libre 75 cm.

Barra de perforación

Ademe - Copie

1 -Muestreador de ---•1

Figura Xlll.27. Equipo de Perforación. media caña

La obtención de muestras de suelo se realiza en forma semicontinua (a cada 0.90 m) en los primeros 12 m y en forma discontinua (a cada 3 m) en el resto del sondeo; las muestras se recuperan mediante una unidad muestread ora que está formada por un martinete deslizante de 7 5 kg de peso y 2 Y:z" de diámetro, ligado a una barra deslizante A W, la cual se puede desplazar dentro de una camisa perforada de 2 Y:z" de diámetro, en cuyo fondo tiene un yunque al cual golpea el sistema martillo-barra; bajo el yunque se colocan los tubos muestreadores, que pueden ser, de-


pendiendo del tipo de material a muestrear, un tubo partido con las mismas dimensiones del utilizado para la prueba de penetración estándar, o un tubo Shelby de 2 W' de diámetro.

En la figura XIII.28 se presenta en forma esquemática el procedimiento de muestreo, el cual consiste en bajar con la ayuda del wire-line, la unidad muestreadora por dentro de la tubería de perforación hasta el fondo del pozo, luego se procede a hincar el tubo muestreador 60 cm dentro del suelo o hasta que la resistencia al hincado sea excesiva.

Barco

Swivel

____ .. ,

Tirante de agua

< ':> ,,,,~.>;, : ~: ~;~;;

. · .. . :.. .. ::~~' .v • •

Inyección de lodo

~

6.10 m.

Piso marino

.~·;··~~~~~?.:·:::·.·"=·.· .. · .. :: ;·.?:~: .~~ ... ::::

.:\.:.:: Tubería de perforación hueca de ~·:.:~ .. ' 8 .9 cm de diámetro exterior

•:• !·

Figura XIII.28. Procedimiento de Muestreo.

Dado que para definir la máxima profundidad de exploración en cada sondeo, es necesario ir diseñando la cimentación, se requiere que cada muestra recuperada sea sometida a un programa de ensayes de laboratorio que permita obtener los parámetros necesarios para el diseño preliminar. Para lograr lo anterior el barco geotécnico debe contar a bordo con un laboratorio que permita efectuar por lo menos las siguientes pruebas:


Pruebas índice:

• Clasificación visual y al tacto • Contenido de agua • Peso volumétrico • Contenido de carbonatos

Pruebas de resistencia:

• Resistencia al corte con torcómetro • Resistencia con penetrómetro de mano • Resistencia con veleta miniatura • Resistencia a la compresión simple • Resistencia a la compresión triaxial no consolidada-no drenada

Terminado el sondeo las muestras deberán ser enviadas a un laboratorio en tierra, donde serán sometidas a un programa de laboratorio más extenso.

CAPÍTULO XIV ESTABILIDAD DE TALUDES EN SUELOS

INTRODUCCIÓN

Se defme bajo el nombre genérico de talud a cualquier superficie inclinada respecto a la horizontal que adopte permanentemente una estructura de tierra (figura XIV.l), sea natural o como consecuencia de la intervención humana en una obra de ingeniería. Desde este punto de vista los taludes se dividen en naturales, como los cortes de laderas, ríos o barrancas, y artificiales, como los cortes y terraplenes (en una autopista o una presa).

El Ingeniero Geotecnjsta frecuentemente se encuentra en la práctica con el problema de analizar y estimar la estabilidad de estas superficies, comunes en diferentes proyectos ingenieriles, como carreteras, excavaciones, canales, presas de tierra, bordos, etc. Para ello es necesario analizar por una parte, las características geométricas del talud así como las propiedades mecánicas de la masa de suelo y por otra seleccionar el mecanismo de falla más adecuado para determinar la estabilidad del talud.

Tanto desde el aspecto económico como por las consecuencias derivadas de una falla, los taludes constituyen en la actualidad unas de las estructuras ingenieriles de mayor importancia, que erigen gran cuidado en los análisis por parte del Ingeniero Geotecnista.

Figura XIV.l. Nomenclatura de un talud.

Resistencia al Esfuerzo Cortante

CUERPO

ALTURA= H

0< = ANGULO DEL TALUD

En la solución de problemas relacionados con suelos, se utiliza comúnmente la teoría de la elasticidad para analizar los fenómenos de asentamientos en estructuras construidas sobre ellos, pero en el caso de deslizamientos de tierra, el análisis se realiza aplicando la teoría de la plasticidad


(en la mayoría de las teorías vigentes), la cual supone que en el cuerpo del talud existe una sucesión de puntos o zona de falla potencial en equilibrio límite. La hipótesis principal que utiliza la teoría de la plasticidad es: la falla de un material es debida al esfuerzo cortante máximo aplicado sobre él y si este esfuerzo se convierte en crítico, se dice que el material está fallando plásticamente (Editores Técnicos Asociados,l975).

De lo anterior se desprende la importancia de retomar la teoría de esfuerzo cortante, cuyo desarrollo más amplio es conocido como ley de Coulomb, pues es este esfuerzo el que define la superficie de falla.

Para obtener los parámetros que entran en juego es necesario realizar pruebas de laboratorio, como la de corte directo y la de compresión triaxial (con todas sus variantes de drenaje y tiempo) (figuras XIV.2 y XIV.3).

(J 1 Fuerza Normal

............................... .... ................. .. ............... .................... .................. . ............... ................ .... ... ............... . : :::: : ~~::~ : ~:: :~::~~ s,:i~tii ~::~ ::::~:::::::~::~::: ........... .... ···· ····· ··········· ........ ....... ... . ··· ············ ... ... ..... ..... .... .... .... ....... .. . .

............... ................ .... .......... ....... . ............... .................... .. ........ ....... . ............... .................... .......... ....... . ~HTTH :H~UP.i!H ~: TTH TT:~ ··············· ............•..

Figura XIV.2. Prueba de corte directo.

Placa de Carga

Piedra Porosa

Figura XJV.3. Prueba de compresión triaxial.

ESTABILIDAD DE TALUDES EN SUELOS 219

El análisis y comportamiento del suelo que se está estudiando se ilustra con el círculo de Mohr (figura XIV.4), el cual nos ayuda a determinar con un bajo índice de error las propiedades principales de resistencia como la cohesión (e) y el ángulo de fricción interna del material ( ~ ). En el caso de suelos saturados Terzaghi amplió la fórmula de Coulomb, quedando como sigue:

~ Q)

e (O "t o UT o e N_L ,_ Q) ::J ...... (¡')

UJ

~

r= f(w) +(a-¡¿) tan tjJ =e'+ a' tant/J

donde:

e' = Cohesión función del contenido del agua f ( úJ) a' = Esfuerzo efectivo

¡¿ = Esfuerzo neutro.

r=c+atant/J

r Esfuerzo cortante

e = Cohesión

a Esfuerzo de compresión aplicado o esfuerzo normal

tjJ = Angula de fricción interna

~

. -.- -I't= c+olan <P i Esfuerzo

0

Normal O ~ +03-+1 . .---0---+1 1+----01-----+

SUELO COHESIVO· FRICCIONPNTE

::J ...... (¡')

UJ 1+----01-----+1 e= o

SUELO FRICCION.o.NTE ~'/:O

! ~~=-~~=--~~·---·---·--~·~1~--:_s_:_:e_r_z_o __

03 +O 3-+1 Normal O -2 ._..__ cr ----+ t (¡')

UJ 1+----0'1------+1

Normal O

SUELO COHESIVO C '/: 0 4>=0 Figura XIV. 4. Círculo de Mohr.


Tipos de Fallas en Taludes

En un talud, además de estar en declive la superficie del terreno, está expuesta y esto aumenta las variables para su estudio. En los diferentes tipos de deslizamientos o fallas que generan los agentes físicos, el plano inclinado aporta la~ componentes vertical y horizontal.

Causas de Inestabilidad en Taludes (Sowers,1986).

Causas que producen aumento de esfuerzos Causas que producen disminución de resistencia

Cargas externas como edificios, agua o nieve. Expansión de las arcillas por absorción del agua.

Aumento del peso de la tierra por aumento de la Presión de agua intersticial (esfuerzo neutro). humedad.

Remoción por excavación de parte de la masa Destrucción de la estructura, suelta o de panal, del de tierra. suelo por choque, vibración o actividad sísmica.

Socavaciones producidas por perforaciones de Fisuras capilares producidas por las alternativas de túneles, derrumbes de cavernas o erosión por expansión y contracción o por grietas de tensión. filtraciones.

Choques producidos por terremotos o voladu- Deformación y falla progresiva en suelos sensibles. ras.

Grietas de tensión. Deshielo de suelos congelados o de lentes de agua congelada entre el suelo.

Presión de agua en las grietas. Deterioro del material cementante.

Pérdida de la tensión capilar por secado.

Falla por deslizamiento superficial: cualquier talud está sujeto a fuerzas naturales que hacen que las partículas se deslicen en porciones más grandes de terreno; el fenómeno es más intenso cerca de la superficie inclinada del talud a causa de falta de presión normal confinante, como de este proceso, la zona puede quedar sujeta a flujos viscosos que se generan con lentitud (figura XIV.5).

Deslizamiento del material

confinamineto

Figura XIV.S. Falla por deslizamiento.

Falla por deslizamiento en laderas naturales sobre superficies de falla preexistentes: en muchas laderas naturales existe una costra importante de materiales que se encuentra en movimiento


hacia abajo por un proceso de deformación bajo esfuerzo cortante en partes más profundas y que llega en muchas ocasiones a producir una verdadera superficie de falla. En general estos movimientos están asociados a ciertas estratigrafías favorables a ellos, al mismo tiempo que a flujos estacionales de agua en el interior del cuerpo del talud (fig. XN.6) .

Figura XIV.6. FaUa preexistente.

Falla por movimiento del cuerpo del talud: pueden ocurrir en los taludes movimientos bruscos que afectan a masas considerables de suelos, con superficies de falla que penetran profundamente en su cuerpo. Este fenómeno, que recibe comúnmente el nombre de deslizamiento de tierras, puede suceder de dos maneras. En un primer caso, se define una superficie de falla curva o una superficie de deslizamiento, a lo largo de la cual ocurre el movimiento del talud. Son superficies que forman una traza con el plano del papel que puede simular una circunferencia. Estas son las fallas por rotación. En segundo lugar se tienen las fallas que ocurren a lo largo de superficies débiles, asimilables a un plano en el cuerpo del talud o en su terreno de cimentación. Estos planos débiles suelen ser horizontales o muy pocos inclinados respecto a la horizontal. Son fallas por traslación (figura XN.7).

ESTR.ATO DÉBIL Figura XIV.7. Falla de rotación y traslación.


Falla de flujos: consiste en movimientos moderadamente rápidos de zonas localizadas de una ladera natural, de manera que el movimiento en sí y la distribución aparente de velocidades y los desplazamientos semejan el fluir de un líquido viscoso. No existe una zona defmida de falla o ésta se desarrolla en un lapso muy breve al inicio del fenómeno.

Fallas por erosión: son de tipo superficial provocadas por arrastres de viento, agua o algún otro agente erosivo actuando en los taludes. El fenómeno es más notorio a medida que aumenta la pendiente en las laderas de los taludes.

Fallas por licuación: ocurren en la zona de deslizamiento, cuando el suelo pasa rápidamente de una condición firme a la correspondiente a una suspensión, con pérdida casi total de resistencia al esfuerzo cortante.

Factor de Seguridad

En el análisis de los esfuerzos efectivos se asume que la falla a lo largo de la superficie está determinada por la resistencia al esfuerzo cortante -r =e'+ (cr-¡..t) tan <1>-

En el campo de la ingeniería siempre se manejan parámetros que nos garanticen un comportamiento correcto de los materiales, dentro de un cierto parámetro de seguridad, tanto para la estructura corno para los usuarios, de allí que se tenga que introducir el término llamado factor de seguridad. Todos los factores de seguridad sólo involucran los posibles problemas que se determinen de manera estadística, pero en suelos esto no es posible debido a las distintas condiciones que presenta cada suelo en específico.

Para suelos no saturados e' atanq) f(w) atanq)

r=-+ =--+ ......................... (XIV.l) ~ F~ ~ ~

Para suelos saturados e' (a- ,u) tan q) f(w) o-' tan q)

r= - + = - - + ...................... (XIV.2) ~ F¡p ~ F~

Por simplicidad se asume un factor promedio (Fs ), tanto para la cohesión como para la fricción interna del suelo, por lo que las fórmulas quedan como se muestran adelante y es la manera común de representar el factor de seguridad.

Para suelos no saturados e'+atan~ . e+atan~

r = .. Fs = .......... .. ....... .. .......... (XIV.3) Fs r

Para suelos saturados e'+(a- ,.u) tan~ . e+a'tan~

r = .. F8 = .................... (XIV.4) Fs r

En la aplicación de la estabilidad de taludes, el factor de seguridad se define corno:

Donde:


Fs = .:l.. ......................... (XN.5) t'¡

Fs =Factor de seguridad con respecto a la resistencia

's = Resistencia al esfuerzo cortante del suelo

-c1 = Esfuerzo cortante promedio requerido para el equilibrio

Considerando condiciones extremas, es decir, en suelos saturados, las expresiones anteriores quedan como:

ts = e' + cr' tan <j>

tl = c'l + cr' tan <j>

................................ ...... (XN.6)

...................................... (XN.7)

De lo anterior el factor de seguridad se puede escribir como:

c'+a'tan~ . Fs = ......................... (XIV.8)

c'l+a'tan~1 En suelos cohesivos - friccionantes

En suelos cohesivos e '

Fe = - ........................................ (XN.9) c'l tan~

F, =--...................... ........... (XIV.IO) tan f/l1

En suelos friccionantes

Métodos de Análisis de Estabilidad de Taludes

La estabilidad de taludes ha sido un tema tratado en trabajos de excavaciones profundas y movimiento de tierras, tanto para vías terrestres como para presas. El análisis ha sido planteado de distintas maneras; una tendencia basta la fecha utilizada es la que involucra la teoría de Coulomb y considera la falla de manera plana, pero fue hasta la aparición de los trabajos de Alexandre Collin ( 1808-1890) que se tuvo una interpretación real del fenómeno, en que la falla en arcillas sigue una trayectoria circular.

A principios del siglo XX, en Suecia, el trabajo de Collin fue retomado por K.E. Pettersson en la solución de los problemas de deslizamiento de tierra en cortes abiertos para vías férreas, trabajos que prosiguieron y dieron origen al llamado método sueco, que tomaría relevancia mundial debido a las publicaciones de Wolmar Fellenius.

Métodos de uso común en el análisis de taludes

Los métodos mencionados son los más conocidos y tradicionales, pero no los únicos; en la siguiente lista se mencionan otros métodos empleados para el análisis de taludes.

224 ALBERTORAMÍREZPIEDRABUENA, ADAN RAMOS BAUTISTA

Principales Aportaciones al Análisis de Taludes (Ramos,2001).

NOMBRE APORTACIÓN AÑO

Jean-Rodolphe Perro-net Primeras investigaciones en estabilidad de taludes; fue el primero en proponer S 1 f (Francia) (1708-1794)

el deslizamiento circular en las fallas de taludes.

Alexandre Collin Estudios y análisis de deslizamiento en taludes (en arcillas) naturales y en pre- 1846 (Francia) (1808-1890)

sas, proponiendo la superficie de falla circular, así como, pruebas de suelos en laboratorio (pruebas para obtener el esfuerzo cortante).

William J. M. Rankine Estableció los principios generales de esfuerzo en campo y la distribución de 1857 (Inglaterra) (1820-1872)

empujes pasivo y activo sobre muros de contención, obtención del ángulo de reposo, trabajo que fue aplicado a la estabilidad de taludes.

Karl Culmann Obtuvo la altura crítica de taludes en arcillas por métodos gráficos y por el mis- 1866 (Alemania) (1821-1881)

mo procedimiento encontró la altura y el empuje máximo en muros de conten-ción con sobrecarga en suelos friccionantes.

Otto Mohr Desarrolló el análisis gráfico de la distribución de esfuerzos en un punto, por 1882 (Alemania) (1835-1918)

medio del diagrama que lleva su nombre. La teoría de la elasticidad adquiere aceptación por esta interpretación.

Fr K6tter Obtuvo la ecuación de la curva de falla en un cuerpo plástico, que después se 1880 (Alemania)

aplicaría en el análisis de taludes con un plano potencial de falla.

Hans D. Krey Fue el primero en aplicar las fórmulas de K6tter a la estabilidad de taludes y 1906 {Alemania) (1866-1928)

analizó la capacidad de carga, aplicando el método gráfico desarrollado por él (en círculo de fricción de Krey).

Jean Résal Retomando las teorlas de Rankine determinó el empuje pasivo y activo sobre 1911 (Francia) (1854-1919)

muros de contención e introdujo el concepto de esfuerzos de tensión a lo largo de una curva de deslizamiento en suelos cohesivos.

K.E. Pettersson Retomó los trabajos de Collin y les dio la importancia que en su tiempo no obtu- 1916 (Suecia)

vieron; retomo la superficie de falla circular, encontrando la curva directriz real de deslizamiento; es el iniciador del " Método Sueco"

En la tabla siguiente se mencionan los métodos mas conocidos o difundidos, pero no son todos, ya que en la práctica de la geotecnia se puede encontrar una gran variedad de casos y análisis, que generalmente se exponen en reuniones técnicas por ingenieros que verifican la validez del método.


Método y Autor (Ramos,2001;Zamora,l993 y SRH, 1956) Año Tipo de Falla

Método de Rankine - Resal 1911 Plano de falla recto (pasivo y activo)

Método Francés Método de Frontard 1922 Cicloide

Método de Caqot 1934 Paralela al talud

Método del Bureau Métodos de Brahtz 1936-39 Queda en función de los planos N y T

of Reclamation Método de Glover 1941 No propone planos preferenciales

Método de Culmann 1866 Al pie del talud y plana

M. de Pettersson 1916 Falla de tipo circular

M. de Fellenius 1927 Falla de tipo circular Método

Sueco M. de Krey 1932 Falla de tipo circular

M. de Casagrande 1938 Falla de tipo circular

M. de Rendulic 1935 Falla semicircular o logarítmica

Método de Giboy 1934 Falla Plana

Métodos basados Método de Jaky 1936 Falla de tipo circular

en el Método de T aylor 1937 Falla de tipo circular

Equilibrio Límite Métodos de Bishop 1955 Falla de tipo circular

Métodos de Jambu 1937-57 Falla Arbitraria

Lowe Karafiath 1960 Falla de tipo circular

Morgenstern y Price 1965 Falla Arbitraria

Spencer 1967 Falla de tipo circular

Carter 1971 Falla Arbitraria

Fredlund 1981 Compuesta: circular y secante

Chugh 1983 Falla de tipo circular

M. Programación Lineal 1981 Falla de tipo circular o irregular

M. Programación Dinámica 1980 Falla arbitraria

Otros Métodos M. Elementos Finitos 1966-81 Falla arbitraria

Análisis Tridimensional 1972 Falla arbitraria

Análisis Probabilista 1979-82 Falla arbitraria

Mecanismos de falla más comunes

Los mecanismos de falla en taludes más frecuentes son el rotacional y traslacional (figura XIV.7). La mayoría de los métodos para analizar estos movimientos se basan en consideraciones de equilibrio al límite o colapso inminente, en los cuales se asume que se produce una falla como


resultado de un deslizamiento a lo largo de una superficie de ruptura, en la frontera inferior de una masa de suelo en movimiento. Dichos análisis se efectúan en forma sistemática, haciendo variar las superficies de ruptura, hasta encontrar aquella que determine el menor factor de seguridad contra el tipo de falla considerado.

Se ha observado que en la mayoría de los casos, la forma de la superficie de deslizamiento es más o menos circular, si bien en otros casos, la posición de esa superficie y la forma de la masa deslizante, están influenciadas por la presencia de estratos blandos donde se apoya la estructura y pueden adoptar superficies de falla rectas o en forma de cuña.

A continuación se explican en forma resumida los métodos prácticos para el estudio de dichas formas de deslizamiento, es decir:

• De tipo rotacional, en la que se asume que la superficie de falla se asemeja a un cilindro, cuya traza con el plano en el que se calcula es un arco de circunferencia.

• De traslación, donde la masa deslizante se produce a través de superficies rectas formando cuñas.

La aplicación de estos métodos, en la mayoría de los casos, es suficiente para evaluar la seguridad de las estructuras térreas contra deslizamiento.

Métodos de análisis

Método Sueco: se suponen las superficies de falla cilíndricas. Existen varios procedimientos para aplicar este método, mismos que se describirán a continuación y que incluyen: procedimiento estándar de las dovelas diferenciales, el que considera la interacción entre dovelas y el del círculo de fricción.

Es conveniente aclarar que, si bien el método fue realizado para analizar superficies de falla circulares, también es posible emplear superficies combinadas (Ramírez Piedrabuena, 1995), empleando exactamente los mismos procedimientos de cálculo y los resultados tendrán la misma validez.

!) Procedimiento estándar: consiste en dividir la superficie de falla elegida en dovelas o rebanadas verticales, no necesariamente del mismo espesor (figura XIV.8) y analizar para cada una de ellas su equilibrio. Las fuerzas típicas en una dovela se muestran en la figura XIV.9.

___ --o- ___ _

-_!.----- ___ ,. __ _ --- - --

Figura XIV. 8. División de la superficie potencial de falla en dovelas.


NI~L DEL AGUA J]

W Peso de la dovela US Fuerza hidrostática del agua en la parte superior de la dovela Ul Fuerza hidrostática del agua en la cara izquierda de la dovela Ul Fuerza hidrostática del agua en la cara derecha de la dovela UB Fuerza hidrostática del agua en la base de la dovela bn Ancho de la dovela Ln Longitud de la base de la dovela

FIG. 2 FUERZAS TIPICAS EN DOVELAS

K L3 -....¡ (a) (bl

Figura XIV.9.Fuerzas típicas en dovelas.

h_L?-j

{e)

La descripción de este método se efectuará considerando a las presas o estructuras térreas que sirvan para retener agua, ya que estas estructuras están sujetas a un amplio rango de condiciones de carga, si bien podrá aplicarse a todas las que se mencionaron al principio, para las condiciones de carga que se desarrollen en ellas (ver figuras XIV.8 y XIV.9).

Como puede observarse en las figuras XIV.8 y XIV.9, en este método se considera que las fuerzas de interacción que se producen entre las dovelas, no modifican la resistencia al esfuerzo cortante que se desarrolla en la base de cada una de ellas, como se menciona en Ramírez Piedrabuena,l 995: "Esta simplificación fue propuesta por Krey e introducida en la literatura técnica inglesa en 1929 por Terzaghi".

Para las condiciones sin flujo de estas figuras, las fuerzas del agua que se muestran son hidrostáticas; en el cálculo del peso W de la dovela, es común considerar la condición sumergida del nivel estático del agua hacia abajo y tomar en cuenta las fuerzas hidrostáticas o debidas al agua.

Bajo estas circunstancias se calcula el peso de cada dovela, el cual es igual al área, considerando un espesor unitario, por el peso específico del material en la condición en que se encuentre (seco, húmedo, saturado o sumergido). Este peso se considera actuando en el punto medio de la base de la dovela y en este punto se descompone en dos fuerzas, una normal al círculo y otra tangencial al mismo, N y T respectivamente, como se muestra en la figura XIV.l O. Si llamamos a al ángulo formado entre la vertical y la línea de acción de la fuerza normal, siendo positivo si es medido en el sentido de las manecillas del reloj, los valores de N y T son:

N = W cos a ............................. (XN.ll)

T = W sen a ............................. (XIV.12)

Si la dovela analizada es la (a) de la figura XIV.9 (e= O y<!> :t 0), entonces la fuerza normal N proporciona una resistencia al esfuerzo cortante, la cual se está generando en la


base de la dovela; es decir, se supone que la presión en la base de la dovela es uniformemente distribuida e igual a:

donde:

N an = (Lxl) ........................ (XIV.13)

an =Presión normal generada en la base de la dovela.

N = Fuerza normal, componente del peso.

Lx 1 = Area de la base de la dovela donde actúa la fuerza

normal (se considera un espesor unitario).

Debido a que en esta dovela e= O, el valor O'n sustituido en la ley de la resistencia al esfuerzo cortante del suelo • = e + cr tan ~. proporciona el esfuerzo tangente resistente en la base de la dovela. Esto es:

Ntanrp '!'= (Lxl) ................................ (XIV.l4)

Sustituyendo la ecuación (XIV .11 ); 1' = W c(sa * ;anr/J .. .. ........ .. ....... (XIV.lS) Lxl

Multiplicando la ecuación anterior por el área de la base de la dovela, se encuentra la fuerza tangente resistente, es decir:

Fr = W cos a. tan <j) ............... (XIV .16)

Si la dovela analizada es la (b) de la figura XIV.9 (e -:~; O y <P -:~; 0), entonces la fuerza tangente resistente desarrollada en la base de la dovela es la producida por el esfuerzo normal y la debida a la cohesión, la cual simplemente se calcula como la multiplicación de la cohesión por la longitud de la base de la dovela. Siguiendo un procedimiento análogo al anterior, la fuerza tangente resistente desarrollada en la base de la dovela es:

Fr =eL+ W cosa. tan <j) .. ........ .. .. . (XIV.l7)

Por otra parte, la fuerza tangencial T, genera un esfuerzo que provocará que la masa de suelo se deslice.

donde:


T a 1 = (Lxl) ...................... (XIV.l8)

a1

= Esfuerzo tangencial generado en la base de la dovela

T = Fuerza tangencial, componente del peso

Si se toman momentos alrededor del punto "O" de la figura XIV.lO (centro del círculo), de las fuerzas resistentes y actuantes en la dovela y se comparan entre sí, se obtiene un valor, al que se le denomina "factor de seguridad", es decir:

Donde:

Momentos resistentes = Fr * r

Momentos actuantes =Fa* r

Fr*r F.S.=--............................ (XN.l9)

Fa*r

Fr = Fuerzas resistentes Fa= Fuerzas actuantes r = Radio del círculo en estudio F. S. =Factor de seguridad

El factor de seguridad de toda la masa deslizante se puede escribir entonces:

L:Fr F.S.= - ........................... (XN.20)

L:Fa

Las fuerzas resistentes y actuantes están expresadas por las ecuaciones (XIV .17) y (XIV.l2) respectivamente; el factor de seguridad queda expresado como:

L:(Ni tantfJ+cLi) F.S. = 'LTi ................... (XN.21)


r Radio del círculo potencial de falla N Fuerza normal T Fuerza tangencial W Peso de la dovela a Ángulo formado por la vertical y la linea de acción de la fuerza normal

Figura XIV.lO. Descomposición del peso en fuerza normal y tangencial.

Conviene aclarar que en esta expresión no se ha incluido el efecto de la presión hidrostática que actúa sobre el corazón impermeable. La forma de considerar dicho efecto es similar al de las fuerzas N y T, según puede observarse en la fig. XIV.ll. La presión hidrostática se traslada a la superficie de falla y se descompone en dos fuerzas, una normal Phn y otra tangencial Pht. Esta última tiene momento respecto al centro del círculo y debido a que su efecto en este caso contribuye a provocar el deslizamiento, su valor modifica el factor de seguridad de la siguiente manera:

N= Wcosa N= Wcosa

L: (Ni tan ifJ + cLi) F.S. = ................... (XIV.22)

L:Ti+Pht

En el caso en que la presión hidrostática tangencial (Pht) actúe en sentido contrario al deslizamiento, el factor de seguridad quedará definido por:

L:(Ni tanf/J+cLi) F.S. = ................... (XIV.23)

L:Ti-Pht

Finalmente, cabe mencionar que los efectos provocados por un sismo, así como las fuerzas producidas por agua en movimiento dentro de un talud (fuerzas de filtración), modifican la estabilidad del mismo. Ambos efectos pueden introducirse en este método, pero su desarrollo queda fuera del alcance de este trabajo.

dx Ancho de la dovela di Longitud de la base de la dovela dw Peso de la dovela dn Fuerza normal dt Fuerza tangencial


__ ___ .o. __

-- ----- -- \ ~----\ --\ ------1

HC RI'H m -

2-

Figura XIV.ll. Consideraciones deJa presión hidrostática.

II) Procedimiento de las dovelas diferenciales: Es un procedimiento gráfico que se aplica en la estimación de valores de las fuerzas normales y tangenciales. En este método se eligen dovelas de ancho diferencial, como se ilustra en la figura siguiente.

dx Ancho de la dovela di Longitud de la base de la dovela dw Peso de la dovela dn Fuerza normal dt Fuerza tangencial

NIVEL DEL A GUA

---

'.... "1-

------ --- -jf---- -----~/ "'Q'¡ --- ----

' 1

/ /

' / CORONA

dw = l hchc:(H

Figura XIV .12. Dovela de ancho diferencial.


Considerando una dovela de ancho dx, cuyo peso es dw, y descomponiendo éste en una normal y otra tangencial a la superficie de falla, se obtienen las fuerzas dn y dt, las cuales son las fuerzas actuantes normal y tangencial respectivamente en la base de la dovela. El factor de seguridad puede expresarse como:

donde:

( a-ndl tan</>+ cdl) F.S. = .................. (XIV.24)

a-tdl

a-n = dn/dl = yh dx cos a 1 di

a-1 = dt 1 dl = yh dx sen a /di

dl = longitud de la base de la dovela

Entonces, el factor de seguridad de la dovela es:

_ (yhdx cosa tan</>+ cdl) F.S. - .................. (XIV.25)

yhdxsena

El factor de seguridad para toda la masa potencialmente inestable es:

(tan</> f yh cos adx + cdl) F .S. = frhsenydx ..... .. ... .. ... ... (XIV.26)

Cada una de las integrales de esta ecuación puede representarse gráficamente por un área, la cual puede medirse mediante un planímetro, o bien puede calcularse por medio de incrementos fmitos. Por esta razón a este método gráfico se le ha denominado "Método del planímetro".

Para resolver gráficamente la expresión anterior, se procede de la siguiente manera:

a ) Se elige un número arbitrario de puntos a lo largo de la superficie de falla cuya vertical pase por los puntos de cambio de pendiente en el talud o por los puntos donde cambia el material. Por cada uno de los puntos elegidos se traza una vertical que interseca al talud y al círculo, prolongándola hasta intersecar a una línea horizontal AB (figura XIV.13).

b ) A escala se determina la altura h de material comprendido entre el talud y el círculo de falla. Para cada punto se multiplica por el peso volumétrico en la condición encontrada (seco, húmedo, saturado o sumergiqo ), para obtener el valor yh. El valor yh podrá estar formado por varias partes cuando se intersecan diferentes materiales con distinto peso volumétrico. El valor final de yh será la suma de los valores individuales de cada uno de los materiales cortados en la línea vertical que pasa por el punto en cuestión. A continuación se lleva en cada punto del círculo, a una escala arbitrariamente escogida, el valor yh correspondiente y se descompone cada uno de estos vectores en una componente normal y otra tangencial al círculo, utilizando como guía el radio del círculo (figura XIV.l4).


DOVElA h 1 1h I"(h

4

S

6

7

8

9

h21 ('Y '12 h21( 'Y '12 h21 ("( '12

h12 1 y hU h121'Y hU

1>13 ("(h)l h131"fhll

h14 ("(hU h14("(hll

h2S ('Y d)2 h25("f dl2

h1S l"fhll h15("fhU

h26 ( 'Y dl2 h26( y d)2

h27 (y dl2 h27( y d)2

h28 <Y dl2 h28( y dl2

h29 (y dl2 h291 y dl2

h12(y hll

h131Y hU

h14(y hll

h2SI y dl2

h15lY hJI

h26( y dl2

h27(y d)2

h29( y d)2

h29( y dl2

A

Figura XIV.13. Línea de referencia AB.

A

NIVEL DEL AGUA

1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1

1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1

ID ® ¡J) ~) '" (~ ~ r,-) ® i 1

1 í 1 1 1 1

1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 4 1 1 1 • 1-- · ---_1

1 ' , ---r- r " 1----1 1 1 J- _.; J- J-1- 1 1 : : 1 1 1 1 1 : 1 1 ~ 1

NI FUERZA I'IORMAL

TI FUERZA TANGENCIAl

Wl PESO

8

---

Figura XIV.14. Descomposición rh en Normal y Tangencial.

8

------...... ___ _


e ) Teniendo a escala los valores yhcosa y yhsena, se representan gráficamente y a la misma escala sobre la línea horizontal AB, en la proyección del punto correspondiente. Uniendo todos los puntos así obtenidos con una curva, se obtendrán las integrales buscadas (figura XIV.l5).

A

(/) w ..J <(

:0 a: o ::¡:

(/) w ..J <(

ü z w Cl z < ...

frhcosadx y frhsenadx

,., - -----/ / ...................... ,

/' .... / '

/ Nm "Yhcoscx ' , // ', ------- ....

'\~\ T• "Yh sen ex ..-"" 1/ 1

1 ' /~ 1 : 1

), ~ 1 1 1 1 ..,_.,..., ' 1 1

1 1 1 1 ' 1 1 1 ' 1 1 1 1 1 1 1 l 1 1 1 ' ' ' l l J 1 1 1 ' ' <9®® <~). <fJ ® Q) ® @ ' 1 1 1 1 : 1 r 1 r 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 r 1 : 1 1 1 r 1 r r 1 L...-1- - ~--- -~ 1 1- 1-L--r--, 1 / 1 ~ - --

- - r-t f : r 1 i / r 1 r 1 1 1 1 1 1"---l 1 1 1 r ( a r

---=N~IV~E~L ~DE~A~G~UA§:...J:;=!=-----~~I ;ryfl-ti\-1 1 ¡' 1 l 1 1 1 1 1 1

- 1 1 1 1 1 1 1

. < .. , 1 1

Figura XIV.15. Diagrama de Normales y Tangenciales.

8

-- ----.... _

d ) Midiendo con un planímetro las áreas bajo cada curva se obtienen los valores de las integrales.

e ) El término el es el producto de la cohesión por la longitud total del arco del círculo que pasa por el material con e-:~; O. La medición de la longitud "1" se realiza también en forma gráfica.

f ) Finalmente, se sustituyen los valores en la ecuación del factor de seguridad, según la condición analizada, con lo cual se concluye el análisis.

Como en el caso estándar de dovelas, se puede analizar el efecto sísmico mediante este procedimiento, el cual resulta más sencillo, ya que se efectúa gráficamente.


m) Procedimiento que considera la interacción entre dovelas: Se basa en el estándar de dovelas; su diferencia fundamental es la de considerar el efecto de las fuerzas de interacción entre las dovelas.

El problema se hace estáticamente determinado, suponiendo:

a) La dirección de las fuerzas de interacción que actúan en los lados de las dovelas, y

b) Que una proporción igual de resistencia al esfuerzo cortante, se desarrolla en la base de todas las dovelas; esta resistencia es igual a:

donde: }

-cd =cd +Ntanq)d ............... .......... (XIV.27) -rd =Resistencia al esfuerzo cortante desarrollado en la base de las dovelas.

cLi Cd=--

F.S.

"' _ tanq) tan'f'd - --F.S.

e Y q) = Parámetros de resistencia al esfuerzo cortante.

Li = Longitud de la base de la dovela i.

F.S. =Factor de seguridad.

A 1 igual que el método estándar de dovelas, se elige una superficie de falla, misma que se divide en dovelas, no necesariamente del mismo ancho, pero procurando que en la base de cada una se tenga únicamente un tipo de material, como se puede observar en la figura XIV.16, donde también se ilustran las fuerzas típicas que actúan en una dovela.

W Peso de la dovela US Fuerza hidrostática del agua en la parte superior de la dovela Ul Fuerza hidrostática del agua en la cara izquierda de la dovela Ul Fuerza hidrostática del agua en la cara derecha de la dovela UB Fuerza hidrostática del agua en la base de la dovela bn Ancho de la dovela Ln Longitud de la base de la dovela

Figura XIV.l6. División de la superficie potencial de faUa en dovelas y las fuerzas que intervienen en estas.


Para las condiciones sin flujo mostradas en la figura anterior las fuerzas del agua resultan ser hidrostáticas. Al igual que en el procedimiento estándar, para considerar este efecto, se toma en cuenta la condición sumergida a partir del nivel estático del agua hacia abajo. Las fuerzas de interacción tienen variaciones en dirección y magnitud de una dovela a otra (figura XIV.17). Como se menciona en Ramírez Piedrabuena 1995, la dirección de las dovelas se considera comúnmente como constante y paralela al promedio de la pendiente del talud exterior. Algunos ingenieros consideran que la pendiente de la fuerza intergranular varía de una dovela a otra y es aproximadamente igual al promedio de las pendientes superior e inferior de ellas.

------,.. ....... o,

' '

VAFUACION OE LA OIRECCION Of lA Ft.JERZA CE INTERACCION

' ' ' ' ' ' ' ' ' ' ' ' '

El Fuerza de interacción en la cara izquierda de la dovela ED Fuerza de interacción en la cara derecha de la dovela N Fuerza Normal CD Fuerza de cohesión desarrollada en la base de la dovela N tan cj>D Fuerza de fricción desarrollada en la base de la dovela Pf Componente de N y N tancp D P Resultante de las fuerzas CD, N y N tancp D W Peso de la dovela P Resultante de las fuerzas CD, N y N tan 1:0 Resistencia al esfuerzo cortante

Figura XIV.17. Polígono de fuerzas para la dovela superior y una intermedia.

Como puede apreciarse en la figura XIV.17, en la dovela superior sólo existe la fuerza de interacción ED y en la inferior la El; de esto puede establecerse que la fuerza ED tendrá un valor mayor en la dovela superior que en las subsecuentes hasta el punto medio. Para dovelas inferiores a este punto, las fuerzas laterales El, serán usualmente mayores que las ED.

Dicho en otros términos, las fuerzas motoras de las dovelas superiores de la masa en estudio, son parcialmente resistidas por la resistencia al esfuerzo cortante que se desarrolla en su base; el resto de la resistencia, lo proporciona la porción inferior de la masa deslizante. Esta resistencia es transmitida de las dovelas inferiores a las superiores por las fuerzas de interacción de sus caras.

Se pueden estimar las fuerzas laterales en las dovelas por un procedimiento gráfico de tanteos. El polígono de fuerzas para la dovela superior y una intermedia se muestra en la figura XIV.l7.


El procedimiento para dibujar el polígono de fuerzas para todas las dovelas de la masa en estudio se describe a continuación y queda ilustrado en la figura XIV.l8.

EIN Fuerza de interacción en la cara izquierda de la dovela N EDN Fuerza de interacción en la cara derecha de la dovela N WN Peso de la dovela N CON Fuerza de cohesión desarrollada en la base de la dovela N NN Fuerza Normal de la dovela N NN tan cpDN Fuerza de fricción desarrollada en la base de la dovela N PFN Componente de N y N tan~ DN FSN Factor de seguridad obtenido en el tanteo N N Número de dovelas

EL FACTOR DE SEGURIDAD QUEDA DEFINIDO POR EL CIERRE DEL POLIGONO

Figura XIV.18. Polígono de fuerzas para todas las dovelas y cálculo del factor de seguridad.

Empezando con la dovela del extremo superior, existe únicamente una fuerza lateral ED de la que se supondrá su dirección como se indicó anteriormente. Se trazará esta dirección para ir formando el polígono. Se calcula el peso W, la fuerza de cohesión CD si existe, y con una escala adecuada se trazan estos valores uno a continuación del otro, haciendo pasar la línea que indica la dirección de la fuerza lateral ED por el comienzo del polígono.

Posteriormente, se calcula la dirección de la fuerza Pf, proporcionada por la normal N y el ángulo ~d. Para cerrar el polígono de fuerzas de esta primera dovela, se prolongan las direcciones de las fuerzas Pf y ED hasta intersecarse, quedando de esta manera definidas en magnitud, dirección y sentido. La fuerza ED para la dovela del extremo superior, determina en magnitud, dirección y sentido la fuerza El para la segunda dovela, ya que El es la reacción de ED.

Cuando se alcanza la última dovela, la fuerza El ha sido determinada en la anterior. Si el factor de seguridad supuesto es el correcto, el polígono de fuerzas para la dovela fi

nal cerrará perfectamente empleando esta El.


Si el polígono no cierra, situación común en estos casos, se selecciona otro factor de seguridad y se hace otro tanteo hasta que se alcanza el cierre del polígono en la última dovela. El último valor determinado del factor de seguridad es el resultado del análisis.

Al igual que para los procedimientos anteriores, se pueden incorporar los efectos de la presión hidrostática, fuerzas de ftltración y de sismo, mismos que quedan fuera del alcance de este trabajo.

IV) Procedimiento con el círculo de fricción: G. Gilboy y A. Casagrande desarrollaron un método especial conocido con el nombre de círculo de fricción o, abreviadamente, círculo ~

Considerando el talud mostrado en la figura XIV.18, con un círculo de falla escogido con centro en O, puede trazarse el círculo de fricción de radio:

donde:

r=Rsen ~ (XIV.28)

~ = Ángulo de fricción del material constituyente del talud. R = Radio del círculo de falla.

Si fes la resultante de la reacción normal y de fricción en un elemento de arco de la superficie de falla supuesta, formará con la normal a esta superficie un ángulo~ y por lo tanto, será tangente al círculo de fricción. El equilibrio de la masa de suelo deslizante bajo estudio depende de la acción de las siguientes fuerzas:

W= Peso de la masa de suelo que pasa por el centro de gravedad de dicha masa. C= Fuerza total de cohesión desarrollada a lo largo de toda la superficie de deslizamiento y generada por la cohesión del suelo. F= Resultante total de las reacciones normales y de fricción. La fuerza C puede calcularse con la expresión:

C = cdL .................... (XIV.29)

donde:

Cct = Cohesión del suelo requerida para el equilibrio. L' = Longitud de la cuerda del arco de deslizamiento supuesto.

La línea de acción de la fuerza C debe ser paralela a la cuerda AB (figura XIV.18), puesto que esta cuerda es la línea que cierra el dinámico de las fuerzas de cohesión que se desarrollan a lo largo de la superficie de falla supuesta. Tomando momentos respecto al punto O podrá escribirse:

cdLR = cd.Z::x .................... (XIV.30)


donde:

x = brazo de momento correspondiente a la fuerza C, que fija la línea de acción de ésta.

LR Por lo tanto: x = -- ........ .. .. .. .... .. .. .. .. .. . (XIV.31)

L'

Nótese que el valor de x es independiente de cd. La fuerza F es la resultante total de las fuerzas f que son tangentes al círculo de fricción. La posición de F respecto a O puede definirse por la expresión:

d = KRsen~ ........ .. ...... .. .. (XIV.32)

donde:

d = Distancia de O a F. K= Factor de proporcionalidad mayor que 1, que depende de la distribución de esfuerzos

a lo largo del arco AB y del ángulo central AOB = 28.

Taylor proporciona una gráfica en la que puede encontrarse el valor de K en función del ángulo central AOB = 28; la gráfica aparece en la figura XIV.l9 y constituye la hipótesis de una distribución senoidal de esfuerzos normales a lo largo del arco AB con valor nulo para el esfuerzo en los puntos A y B.

Con las líneas de acción de W y C puede encontrarse su punto de concurrencia, por el cual ha de pasar la fuerza F, pues si la masa deslizante está en equilibrio, W, C y F son concurrentes. Con esto se define la línea de acción de F, que pasa por el mencionado punto de concurrencia de W y C y es tangente a una circunferencia con centro en O y radio K R sen <j>.

Conocidas las líneas de acción de F y C puede construirse con W, conocido en magnitud y posición, un triángulo de fuerzas en el cual puede determinarse la magnitud de C necesaria para el equilibrio.

1.20

f--

~r -

Angulo central L

1.16

1 .1 2 _L

1.08 /

/ 1.04 ,...,..

./

~ ~ ,......

-Figura XIV.19. Gráfica par a obtener K. 1.00 o 20 40 60 80 1 00 1 20


La cohesión del material constituyente del talud es conocida por pruebas de laboratorio y vale c. El valor necesario del parámetro para que el talud sea estable según el cálculo, es decir, para tener la condición de equilibrio de las fuerzas actuantes es, según la expresión XIV.29:

e cd = -;-....................... (XIV.33)

L

que puede ya calcularse. Por ello, puede determinarse la relación:

Fc=~ ... .. ... ... .. .. .. .. .. .. .. ... (XIV.34) cd

Con lo cual se obtiene un factor de seguridad asociado al círculo escogido en términos de la cohesión.

Si el valor de <!> con el cual se construyó el círculo de fricción es el real del suelo, la expresión (XIV.34) proporciona un factor de seguridad del talud, mismo que estaría trabajando en condición límite, respecto a la fricción.

Cuando se desea que el talud trabaje con seguridad no sólo respecto a la cohesión sino también a la fricción, puede aplicarse el método del círculo <!> con un valor de <1> menor que el real del suelo; se define así, un factor de seguridad respecto a la fricción:

tan~ F~ = - ............................ (XIV.35)

tan~d

donde<!> es el valor real del suelo y <!>del escogido para aplicar el método, menor que el anterior. En estas condiciones se obtendrá para el mismo talud un valor de Fe distinto y menor que si el <!>d elegido hubiese sido igual a <j>. Existen así infinitas combinaciones posibles de Fe y F<l> asociados a un talud dado.

Si se desea que Fe = F<j> = F.S., donde F.S. es el factor de seguridad respecto a la resistencia al esfuerzo cortante del suelo, para manejar un solo factor de seguridad ligado a un círculo dado, puede procederse como sigue:

Úsense varios valores lógicos de <!> en la aplicación del método del circulo <j>. A cada valor está ligado un F<j> y para cada valor puede obtenerse un Fe. Grafiquense dichos valores de Fe y F<j> correspondientemente, como se muestra en la figura XIV.20.


Figura XIV.20. Método de Taylor para fijar el coeficiente de seguridad de un talud.

La curva obtenida corta a una recta a 45° en un punto en que:

Fc=F<j>=F.S

Ese punto indica un valor de F<j> y Fe al que corresponde un cierto valor de <!>d que es con el que tendría que haberse aplicado el método para obtener directamente factores de seguridad iguales respecto a la cohesión y fricción, en el círculo de falla tentativa que se esté estudiando.

Método de Bishop: Supóngase una sección de un talud limitada por una superficie de falla circular de radio R y centro en O como la mostrada en la figura XIV.21, donde se considera un espesor unitario normal al papel. Para el equilibrio de la masa de suelo se requiere que el momento de las fuerzas actuantes, es decir, las que tienden a producir el deslizamiento de la masa de suelo representadas por el peso del área ABCDA, más cualquiera de las sobrecargas que pudieran actuar sobre la corona del talud, debe ser igual al momento de las fuerzas resistentes, representadas por la resultante de todas las fuerzas que actúan en la superficie ABCD. En ambos casos las fuerzas mencionadas deberán multiplicarse por sus respectivos brazos de palanca.

242 ALBERTO RAMÍREZ PIEDRABUENA, ADAN RAMOS BA UTJSTA

X

D

En, En+1 Resultantes de las fuerzas horizontales en las secciones n y n+1 Xn, Xn+1 Resultantes de las fuerzas verticales cortantes W Peso de la dovela P Fuerza total normal que actúa en la base de la dovela

T Fuerza cortante que actúa en la base de la dovela h Altura de la dovela b Ancho de la dovela 1 Longitud BC a. Angulo entre BC y la horizontal x Distancia horizontal del centro de la dovela al centro de rotación

Figura XIV.21. Talud con superficie circular de faUa.

Dicho en otros términos, lo anterior puede expresarse de acuerdo con la figura XIV.21 como:

¿wx= ¿rR= ¿ rzR ........................ (XIV.36)

donde 'tes el esfuerzo cortante movilizado en la· superficie potencial de falla que es requerido para mantener el equilibrio. En este método el factor de seguridad se define corno el valor entre el cual los parámetros de resistencia al esfuerzo cortante en la superficie de falla deben ser divididos, para llevar el talud a un estado de equilibrio al límite. Dicho de otra manera, si la resistencia al esfuerzo cortante del suelo se expresa en términos de esfuerzos efectivos en la forma:

r =e·+( a, - u )tanl ............................ (XIV.37) donde:

r = Resistencia al esfuerzo cortante

e'= Cohesión efectiva

0"0

= Presión normal actuante en la superficie de falla

u= Presión de poro

rjJ'= Angulo de fricción efectivo

El factor de seguridad se define entonces como:

r [e'+ (a, - u )tanf/J'] r=-= ................. .. ... .. .. .. .... . (XIV.38)

F.S. F.S.


donde -c tiene el significado indicado anteriormente y F.S. es el factor de seguridad entre el cual se dividen Jos parámetros de resistencia para llevar el talud a un estado de colapso inminente.

De acuerdo con lo anterior, la fuerza cortante movilizada -c! puede ser expresada como:

[e ' l +( P-u!)tan~'] r = rl =

0 ...... • .•• ••••••• ••• ••••••••.•••• (XIV.39)

F.0.

Sustituyendo (XIV.39) en (XIV.36), con x = R sen a:

2::[ e'/+( P-ul)tan ~·] F.S. = ............................. (XN.40)

L,Wsena

Por otrl:l parte, tomando en cuenta el diagrama de fuerzas de la figura XIV.22 y resolviendo verticalmente se obtiene:

X,· X, ., 1

Figura XIV.22. Diagrama de fuerzas que actúan en una dovela.

, { [w +(X"_ X., ., )J[ l(u cos~ :c'sena) ]}

P = P - ul = { } .......... (XIV.41) cosa + tan fjl 'sena

F.S.

Sustituyendo (XIV.41) en (XIV.40) con /=b seca y organizando términos:


La ecuación (XIV.42) es conocida como la del Método ruguroso de Bishop. Su solución se efectúa por aproximaciones sucesivas, requiere mucho tiempo y generalmente sólo se emplea para trabajos de investigación.

Al despreciar el término (Xn - Xn+1), Bishop encontró que el valor de F.S. sufría poca influencia, del orden del 2 al 3%, por lo que recomienda que en la práctica la ecuación (XIV.42) se modifique a:

La ecuación (XIV.43) es conocida como la del Método de Bishop Simplificado, utilizada frecuentemente en la práctica para los análisis de taludes con superficies de falla circulares.

Como puede observarse en la ecuación (XIV.43), el factor de seguridad aparece en ambos lados de la ecuación, por lo que la solución requiere de un proceso de aproximaciones sucesivas y su forma más conocida es:

_ 1 "'(c 'b +(W - ub)tanf/J ') seca ( ) F .S.- ¿..¡ "-' ....... XIV.43

L,Wsena 1 + tan 'f/ tan a F.S.

Lo anterior se efectúa haciendo una estimación de un posible factor de seguridad inicial, el cual se sustituye en el término de la derecha de la ecuación (XIV.43) y se evalúa la expresión, resultando un factor de seguridad correspondiente; este valor se compara con el inicial estimado y si no son iguales se repite el proceso con un nuevo valor del factor de seguridad.

Usualmente se sustituye el valor obtenido en la primera iteración en este nuevo cálculo si la diferencia entro ambos no es muy importante.

El proceso se repite el número de veces necesario hasta encontrar que la diferencia entre el valor del factor de seguridad propuesto y el obtenido al efectuar la evaluación de la ecuación (XIV.43) sea despreciable. En dicho momento se registra el resultado final de este valor y se procede a analizar otros círculos de falla haciendo variar el radio y/o la posición del centro O.

El procedimiento se repite para cada uno de los círculos en la forma señalada y finalmente se define como factor de seguridad del talud al mínimo valor obtenido de todos los círculos anteriores.

Cabe mencionar que al igual que para los casos anteriormente indicados, el método de Bishop simplificado puede emplearse para condiciones sísmicas, cuyo desarrollo no se incluye en


este trabajo por limitaciones de espacio, pero puede consultarse en Leonard y Fisher (1969), donde se incluye además un ejemplo manual y un programa de computadora.

Otra forma de obtener la ecuación de análisis de Bishop simplificada es la siguiente.

O • _ __ x __ -+ Dovela 5 Polígono de fuerzas

E~t-~-En

1;J J~ x~•-x.0

Las fuerzas entre dovelas (En, En+,) son indeterminadas. Para simplificar el análisis se

asume que actúan horizontalmente. También se asume Xn+I-Xn =O (simplificado).

Resolviendo verticalmente: W=Ncosa+T sena

Despejando N, queda w N=---Ttana

cosa (XIV.44)

Pero T=~ F

N=_!!___ si tan a cosa F

(XIV.45)

De la figura: b=/ cosa :. b /=--= bseca

cosa La presión normal en la base de las dovelas es:

N W r CT=-=---tan a

l b F (XIV.46)

la resistencia al esfuerzo cortante es:

W r r = e+ Cí tan~ = e +-tan a --tan a tan ~

b F

W r ~ r =e+ btan a - F tan a tan ~ ....... (XIV.47)

w e+- tan~

r = b (XIV.48) l + (tan a tan~) 1 F

Despejando r de la ecuación (XIV.47) ~

Tomando momentos respecto al centro de rotación 0:

í:Wx = RL.rl F

Así F = RL.rl í:Wx

(X!V.49)

De la figura l=bseca, X=Rsena y combinando esto con la ecuación (XIV.48)

se tiene finalmente:

F = 1 ¿ (eb +W tan~)seca í:Wsena l + (tanatan~) / F

La ecuación (XIV.SO) debe resolverse para F por aproximaciones sucesivas.

(XIV.50)


Método de la cuña: En este método, la masa potencialmente deslizable se divide en dos o tres secciones o bloques: el bloque o cuña superior es llamada cuña activa, el central recibe el nombre de bloque o cuña deslizante y por último, la cuña inferior es llamada resistente o pasiva.

El método de la cuña es comúnmente usado en circunstancias en las que la superficie potencial de falla se aproxima a una serie de planos; dos casos frecuentes de análisis por este método se muestran en la figura XIV.23.

WN Peso de la cuña RPA Fuerza Resultante de las presiones activas (empuje activo) RPP Fuerza Resultante de las presiones pasivas (empuje pasivo) E Fuerza de interacción entre cuñas

CUÑA ACTIVA

(al

CUÑA O BLOQUE DESLIZA NTE

CUÑA O BLOQUE ESISTENTE

SUPERFICIE POTENCIAL DE FALLA

(b)

Figura XIV.23. Casos frecuentes de análisis por el método de la cuña.

El primer caso muestra cuando una estructura está desplantada en un estrato de suelo blando. El segundo ejemplo muestra cuando una estructura se apoya en una cimentación dura, en la que no puede desarrollarse una falla.

El procedimiento para evaluar el factor de seguridad es el mismo que el empleado en el método de dovelas con fuerzas laterales; la única diferencia, es que existen dos o tres bloques en lugar de un número grande de dovelas.

Para los dos casos mostrados en la figura XIV.23 se puede proceder de la siguiente manera: Calcular las fuerzas de peso, presión hidrostática, cohesión, sismo y las debidas a flujo de

agua, dependiendo de la condición que se esté analizando, así como la dirección del empuje entre cuñas. En la figura XIV.24 se muestra un polígono de fuerzas donde se hacen intervenir las fuerzas mencionadas y la evaluación del factor de seguridad.


Pueden obtenerse resultados similares por el método de dovelas, considerando las fuerzas de interacción y por el método de la cufia, si la superficie potencial de falla tiene aproximadamente la misma longitud en cada uno de los materiales encontrados.

Otro método que puede aplicarse para evaluar el factor de seguridad del problema planteando en la parte (a) de la figura XIV.23 se describe a continuación.

1) Se considera que ha ocurrido un movimiento horizontal suficiente para colocar a las cuñas activa y pasiva en estado incipiente de falla.

2) Se considera que las fuerzas en los planos verticales be y de falla de la figura XIV.23 (a) son horizontales y se calcula la fuerza activa sobre el plano be (Pa) y la fuerza pasiva sobre el plano de (Pp ); estas fuerzas representan las resultantes de las presiones activas y pasivas respectivamente y pueden ser calculadas fácilmente, empleando la teoría de Rankine de presión de tierras.

3) Se defme el factor de seguridad bajo estas condiciones, para el bloque central o deslizante:

a) La fuerza P 1 que desequilibra al sistema y que actúa en el bloque central, es igual a la diferencia entre la fuerza activa Pa, y la fuerza pasiva Pp, esto es:

E;=~- Pp .............................. (XIV.51)

b) La fuerza disponible para resistir el movimiento del bloque central es:

!>-¿ = Cbd + (w; -Ubd) tanq) .......... .. .................. (XIV.52)

donde:

Cbd = Fuerza de cohesión en la superficie bd

~ = Peso del bloque deslizante

Ubd = Fuerza producida por el agua existente en el estrato de suelo blando

e) El factor de seguridad se evalúa entonces con:

F.S. = P2 1 PI ....................... (XIV.53)


NIVEL DEL AGUA

SUPERFICIE POTENCIAL DE FALLA

E Fuerza de interacción entre cuñas; n Número de la cuña Wn Peso de la cuña n; CsWn Fuerza sísmica actuante en la cuña n FFn Resultante de la fuerza de filtración actuante en la cuñan CDn Fuerza de cohesión desarrollada en la base de la cuña n Nn Fuerza normal de la cuña n; F.S.n Factor de Seguridad obtenido en el tanteo n Nn tan q, on Fuerza de fricción desarrolla en la base de la cuña n Pfn Componentes de Nn y Nn tan q, Dn

J 1

N2¡

1..1 N2 TANI) o2

N,

Figura XIV.24. Polígono de fuerzas para el método de la cuña.

CsW2

'\ w, \ , ::sW3

F.S.1 \&;·5 ·

2

~~ F.S.3

Conclusiones. Se puede decir que los análisis de estabilidad de taludes constituyen en la actualidad uno de los problemas geotécnicos de mayor importancia en los diversos proyectos ingenieriles, que requieren gran cuidado por parte del ingeniero geotecnista.

La aplicación de los métodos descritos en este trabajo son suficientes para la evaluación de las estructuras térreas naturales o artificiales contra deslizamiento. Si bien existen otros métodos, los aquí descritos forman la base fundamental de las que se derivan los demás.

Cabe mencionar que en la actualidad se han desarrollado diferentes programas para computadora que faci litan el empleo de dichos métodos de análisis y reducen d tiempo de calculo de los mismos. La evaluación de la estabilidad de taludes nunca debe quf;d:.rr desligada de una correcta interpretación de las condiciones geotécnicas involucradas, referente principalmente a las propiedades índices y mecánicas de la masa de suelo que se encuentre bajo análisis. De cualquier forma los resultados deben ser verificados, evaluados e interpretados con base en el sentido común y la experiencia del ingeniero geotecnista.

Finalmente, cabe reproducir los pensamientos de Arthur Casagrande (Ramírez Piedrabuena, 1995) en relación al tema presentado en este capítulo:

"Deseo hacer hincapié en que, desde el punto de vista del valor de los resultados, no importa cual procedimiento se use para hacer los análisis de estabilidad. Todos los procedimientos son de mecánica simple, y sus resultados sólo difieren en un pequeño porcentaje. En consecuencia, no vale la pena discutir sobre cual procedimiento es el más preciso" y continua:

"La exactitud de un cálculo de estabilidad no depende de los detalles del procedimiento que se siga para analizar el equilibrio de un sistema de fuerzas, sino de la correcta evaluación de la resistencia al esfuerzo cortante, hecha sobre la base de un estudio adecuado. A menos que el diseñador sepa claramente cómo se determinaron las características de resistencia, y cómo éstas pueden cambiar con el tiempo, sus cálculos servirán solamente para crearle una confianza injustificada en los resultados que obtenga".

INTRODUCCIÓN

CAPÍTULO XV MUROS DE CONTENCIÓN

Los muros de contención son también conocidos como elementos de retención (figura XV .1 ). Esencialmente un muro de contención es aquel que está sujeto a empujes laterales, y usualmente se diseñan para mantener dos niveles diferentes en el respaldo y en el frente.

Elementos de

contención

Elementos rígidos

Elementos flexibles

{

Muros de mampostería

Muros de concreto

Tablaestacas de acero

Tablaestacas de madera

Tablaestacas de concreto

Figura XV.l. Nomenclatura de un muro de retención.

Estos muros pueden estar destinados a retener:

a) Sólidos. Cuando el material en el respaldo es suelo u otros materiales por partículas sólidas.

b) Líquidos. Como ejemplos se pueden citar las presas y depósitos para almacenar combustibles, aceites, suspensiones arcillosas, etcétera.

e) Combinación de sólidos y líquidos.Actuando independientemente en suelos granulares con elevado contenido de agua, o bien en muros de depósitos o albercas, donde por un lado actúa tierra (suelo) y por el otro agua.

Muchas veces los sólidos o rellenos no tienen una superficie horizontal sino que, partiendo de la corona o parte alta del muro, presentan una inclinación que forman un ángulo respecto a la horizontal generando un talud; en este caso el muro de contención se define como "sobrecargado".


Sobre el muro pueden actuar otros tipos de carga, como los procedentes del peso de una construcción cimentada sobre el relleno que contiene o bien sobrecargas debidas al tráfico vehicular, a las que nos referiremos más tarde.

La falla en un muro de contención puede producirse por:

I) Deslizamiento a Jo largo de plano débil.

Figura XV.2. Ejemplo de faUa o deslizamiento. _ ..,.

R esiste n c ia p asiv a del s u e lo

C uña t e rre no desliz able

Empuje

P lano de desliz amiento

Cuña t erreno deslizable II) Giro y asentamiento causado por

una sobrecarga que actúe sobre el pie Volteo de la coro/-

del muro (generalmente se combina con los empujes y el resultado es una inclinación hacia adelante).

Figura XV.3. Ejemplo de faUa por giro y asentamiento. _ ..,.

III) Giro por falla sobre una superficie de deslizamiento circular.

Figura XV.4. Ejemplo de falla por deslizamiento circular. _ ..,.

IV) Por pandeo o flexión (en el caso de muros flexibles). V) Anclaje insuficiente de la pantalla o muro.

Figura XV.S. Ejemplo de falla en muros flexibles. _ ..,.

Pivote ·. . ' ' Carga e x céntrica

Co mpresió n (posible causa d e roración del p ie)

Levantamien to Anclaje De presión d entro d e

la cuña ' . ', ~ > / ; d eslizable

Pivo t e 1 ·e-- -t.- 11 t ~) • .1 An claj e

1,¡ / . --, . ¡.---·~ _, Res istencia j. pasiva

inadecuad a del s uelo

MUROS DE CONTENCIÓN 251

Teoría de Coulomb

Coulomb (1736-1806), racionalizó el cálculo de Jos muros de contención de tierras, que antes era empírico. A pesar de su antigüedad, esta teoría se utiliza todavía en casos simples. Permite calcular las fuerzas de empuje activo y empuje pasivo sin preocuparse del estado de esfuerzos existentes en el suelo.

Esta teoría utiliza dos hipótesis que simplifican la solución:

1) El suelo se falla según una superficie plana inclinada.

2) La fuerza de empuje activo que actúa sobre el muro (o la pasiva) tiene una dirección conocida, lo que significa que se conoce el ángulo de fricción del suelo sobre el muro y que este ángulo p~rmanece constante.

En la figura xv.6 se describen las fuerzas que actúan sobre el muro por simples consideraciones de estática, y cómo se mantiene el equilibrio del prisma o cuña 1-2-3 de suelo que tiene tendencia a deslizar.

Figura XV.6. Teoría de Coulomb con ~O y c=O.

Coeficiente de presión de tierras en suelos friccionantes

Consideremos un muro de contención que retiene un suelo granular, por ejemplo de arena. Supongamos que la falla del suelo se realiza según el plano 2-3 inclinado un ángulo 8 respecto a la horizontal.

Donde:

H = Altura del muro. $ = Ángulo de fricción interna de relleno (ó suelo). B = Ángulo de inclinación de la superficie del relleno respecto a la horizontal.

W = Peso de la cuña que forma el relleno con el plano de deslizamiento. n = Ángulo de inclinación que forma la superficie deslizante con la horizontal.

8 = Ángulo de fricción entre el relleno y el material de que está construido el muro. R = Resultante de la componente de la reacción del suelo respecto a la normal de la misma. F = Es la fuerza que se requiere para que el muro no falle.


Dibujando un diagrama de cuerpo libre, las fuerzas que actúan son:

F

?

w

I) El peso de la cuña de suelo que puede deslizar, "W".

II) La reacción "R" de esta cuña de suelo sobre el plano de deslizamiento 2-3.

Ill) La acción del muro de contención "F".

Dicha fuerza "F" puede obtenerse mediante la expresión:

F =.!_KyH2 ••• ••• •• •• •• ••• ••• •• •• •• ••• • ••• • (XV.l)

2 donde: y=Peso volumétrico del suelo

H=Altura del muro

K =Coeficiente de empuje 2

K = cosilien( n- rf>)

En la tabla XV.l se muestran valores para el coeficiente de presión de tierras, basados en la fórmula de Coulomb, para el caso de una pared vertical y una superficie de suelo fricci<;mante horizontal. La fórmula XV. l sirve para calcular La fuerza correspondiente al empuje pasivo, que es la que fmalmente tiene que responder a la reacción del muro, pero en general Los componentes del empuje total activo y de la resistencia total pasiva, se expresan como:

Fa, =.!_KayH2 ................................ (XV.2)

2

FP, =.!_KPyH2 ................................ (XV.3)

2

donde: K depende de los valores r/J,C y 8


Tabla XV.l. Coeficiente de presión de tierras para suelos friccionantes (c=O) (Editores Técnicos Asociados, 1975)'

Coeficiente J Ángulo de fricción interna cp

25° 30° 35° 40° 45° o o 0.41 0.33 0.27 0.22 0.17

Ka 10° 0.37 0.31 0.25 0.20 0.16

20° 0.34 0.28 0.23 0.19 0.15

30° --- 0.26 0.21 0.17 0.16 o o 2.50 3.00 3.70 4.60 ---

Kp 10° 3.10 4.00 4.80 6.50 ---20° 3.70 4.90 6.00 8.80 ---30° --- 5.80 7.30 11.00 -'-·-

Coeficiente de presión de tierras en suelos cohesivos- friccionantes (Tabla XV.2)

En este punto se incluyen las fuerzas que se generan debido a la cohesión y ésta a su vez depende de la resistencia al esfuerzo cortante, tanto en la superficie de deslizamiento (e) como la que se desarrolla contra el respaldo del muro, en esta última influye el material de construcción del respaldo (figura XV.7). La nomenclatura es similar a la anterior.

Figura XV.7. Teoría de Coulomb con~Oyc~.

1 ' ( . ) F;,, =-:¡_ KarH- - 2K(JcH ........ .......... ..... . XV.4

FP" =~KPyH2 +2KacH .... ........ ............ (XV.5)

donde: K depende de los valores t/J,c,O y Cw


Tabla XV.2. Coeficiente de presión de tierras para suelos cohesivos-friccionantes (resistencia al esfuerzo cortante e> O) (Editores Técnicos Asoc.iados, 1975}:

Coeficiente 5 CM Ángulo de fricción interna 4>

e o o so 100 15° 20° 25°

Ka o Todos los 1.00 0.85 0.70 0.59 0.48 0.40

4> valores 1.00 0.78 0.64 0.50 0.40 0.32

o 0.0 2.00 1.83 1.68 1.54 1.40 1.29

Kac o 1.0 2.83 2.60 2.38 2.16 1.96 1.76

<P 0.5 2.45 2.10 1.82 1.55 1.32 1.15

4> 1.0 2.83 2.47 2.13 1.85 1.59 1.41

K p o Todos los 1.00 1.20 1.40 1.70 2.10 2.50

<P valores 1.00 1.30 1.60 2.20 2.90 3.90

o 0.0 2.00 2.20 2.40 2.60 2.80 3.10

o 0.5 2.40 2.60 2.90 3.20 3.50 3.80

K pe o 1.0 2.60 2.90 3.20 3.60 4.00 4.40

4> 0.5 2.40 2.80 3.30 3.80 4.50 5.50

<P 1.0 2.60 2.90 3.40 3.90 4.70 5.70

Teoría de Rankine

La teoría de Rankine (1820-1872) data de 1860, utiliza las nociones de equilibro activo y pasivo expuestas en el inciso anterior. En particular, está basada en el sistema de esfuerzos principales ( crv y crh) aplicados en un punto del suelo situado a una profundidad z, y necesita un cierto número de hipótesis que simplifican el análisis.

1) El suelo es isótropo.

II) El muro de contención puede pivotear alrededor de su base.

III) La presencia de discontinuidades como muros o una pantalla no modifica la distribución de esfuerzos verticales en el suelo, es decir, siempre se tiene que crv =y z y crh = k y z .

La última hipótesis impone la dirección de los esfuerzos que actúan sobre el muro, los cuales tienen que ser obligatoriamente normales a éste. Esto lleva a despreciar el rozamiento entre el muro y el terreno, es decir, a considerar un ángulo nulo de rozamiento del muro.

Ciertamente, esta hipótesis no coincide con la realidad, pero se puede admitir en numerosos casos (lo que está del lado de la seguridad) y es por esto que la teoría de Rankine es muy utilizada todavía, gracias también a la simplicidad de los cálculos a realizar.

H


... ' ..... . ... . • • o • ••••• • • • ••

H : : : : : : : : . -: :-:·:-:-:-· r . . . . . . f1'0

C=O

:::::: :Cuñáde:>::::: :::: <:::::· · :::::::::::tana::::::::::::::·: ·· .... . ..... . .. . . . . . . . . . . . . :-:-:-:-:-:-:-:·· ·r

pf 1'0 C=O

Figura XV.8. Teoría de Rankine con ~O y c=O.

El reconocimiento de kp o ka es suficiente para determinar la fuerza de empuje activo o pasivo ejercida. Consideremos un muro de contención que retiene un relleno y supongamos que el muro es de pared vertical y que la superficie libre del relleno es horizontal (figura XV.8).

~ = aka = yzk0

• •• •• • •• •• •• • • •••••••••••• (XV.6)

PP = akP = yzkP .................... ...... (XV.7)

La fuerza total Fa y FP por longitud unitaria es:

Fa= r ~dz = yka r zdz = yka[~]H =_!_yk0H 2

•• ••••••••••••••••• (XV.8) 2 o 2

H u . z2 1 2

[ ]

H

Fp= { ~dz=rkp { zdz=rkp- =-rkpH ................. (XV.9) 2 o 2

donde:

k = 1- senf/J a 1 + senf/J

k = _!_ = 1 + senf/J => k = tg2 (7r + f/J) P ka 1-senf/J P 4 2

De manera similar el método de Rankine puede aplicarse a suelos cohesivos, quedando como sigue el análisis (figuras XV.9 y XV. lO):


H

H

+#2 -2c.fli: 1----1

Í: +---

lz· +---

+--

(=) l H +--- (-) +--

1 +-- H-Za

l +--

:-:e· ·url"a" ·de" :-:-:o o . . . . . . o o o "f "lj" o o o o

-: -: -: . J a a-: -: ..

1--?k.tH-ll----l . 2c.fli: Jk .t H-2c .fli:

Figura XV. 9. Estado activo de Rankine con(b=O y c.:¡tO

Fa =]:_kar (H2 -z;)-2cjk; (H -Z0 ) ..• .. ••. . •••.•• .. ••. (XV.lü) 2

.. .. .. ·e·. ·u·n ..... a·. ·d·e· ........... ........ . . . . . ... . . . . -. . . . . ... .... .

. ·.·.·.·.··ra·lra·.·.·.·.· .·.·.·.·.· . . . . . . ..... . . . . . . . . ..... . H

1

1 1 1 ;")/f:

1 H ---i

2cl""f:

Figura XV.lO. Estado pasivo de Rankine con(b=O y c:FO

FP =~kPyH2 +2cjk;H ... ... ........... .. . (XV.11)

En la tabla XV.4 (al final del capítulo)se presenta un resumen de las expresiones de Rankine para varios tipos de suelos y condiciones.


Diseño y análisis de muros de retención

Las teorías clásicas para analizar los empujes y presión lateral de tierra fueron mencionados en los apartados anteriores; estos nos dan una idea de cómo se pueden análizar y diseñar estructuras para retención de tierra como muros de contención y cortes apuntalados. Los muros de retención proporcionan soporte lateral eventual o permanente a taludes verticales o casi verticales. También, a veces, los trabajos de construcción requieren excavaciones del terreno con caras verticales o casi verticales, por ejemplo, sótanos de edificios en áreas urbanas desarrolladas o trabajos subterráneos a poca profundidad debajo de la superficie del terreno. Las caras verticales de los cortes deben ser protegidas por sistemas temporales de apuntalamiento para evitar fallas que puedan ir acompañadas de asentamientos considerables o fallas por capacidad de carga de cimentaciones cercanas. Esos sistemas se llaman cortes apuntalados.

En e] inicio de este capítulo se mencionó una clasificación de utilización de muros, pero no una clasificación ingenieril de éstos; los muros de retención son usados comúnmente en proyectos de construcción y se agrupan en cuatro categorías:

l. Muros de retención de gravedad.

2. Muros de retención de semigravedad.

3. Muros de retención en voladizo.

4. Muros de retención con contrafuertes.

En las figuras XV.ll a la XV.l4 se dan las definiciones y esquemas de cada uno de ellos.

1. Muros de retención de gravedad. Se construyen con concreto simple o mampostería simple (bloques de roca sana), dependen de su propio peso así como de la calidad del suelo sobre el que descansa el muro. Los muros de mampostería no son recomendables cuando son muy altos, debido a la inestabilidad del material ante solicitaciones estructurales extremas.

Figura XV.ll. Muro de contención de gravedad.

Muro de concreto

o mampostería


2. Muros de retención de semigravedad. En muchos casos, se usa una pequeña cantidad de acero para la construcción de los muros de gravedad, minimizando así el tamaño de las secciones de los muros, y se conocen generalmente como muros de retención de semigravedad.

Figura XV.12. Muro de contención de semigravedad.

3. Muros de retención en voladizo (Braja, 1999). Se construyen de concreto reforzado y consisten en una pantalla delgada y una losa o zapata de base; son económicos hasta una altura de aproximadamente 8 m.

Figura XV.13. Muro de contención en voladizo.

4. Muros de retención con contrafuertes. Son similares a los muros en voladizo. Sin embargo, a intervalos regulares tienen losas verticales delgadas de concreto conocidas como contrafuertes que unen el muro con la losa de la base y sirven de atiezadores, rigidizando la estructura. El propósito de los contrafuertes es reducir las fuerzas cortantes y los momentos flexionantes.

Figura XV.14. Muros de contención con contrafuerte.

Muro en voladizo

Acero de refuerzo

Para diseñar apropiadamente los muros de retención, un ingeniero debe conocer previamente las propiedades del suelo a retener tales como: peso específico, ángulo de fricción y cohesión, así como del suelo que esta frente al muro y base. Con las propiedades del suelo a retener se determina la distribución de la presión lateral que tiene que ser considerada en el diseño. Conocida la presión lateral ejercida por el relleno, la estructura se verifica por estabilidad, incluida la


revisión de las posibles fallas por volteo, deslizamiento y capacidad de carga. Finalmente, cada componente de la estructura es revisado por resistencia.

Al diseñar muros de retención, el ingeniero debe suponer algunas de las dimensiones (proporcionarniento) para revisar las secciones de prueba por estabilidad (Tabla XV.3). Si la revisión no da buenos resultados, las secciones se cambian y vuelven a revisarse. La figura :XV.l5 muestra las proporciones generales de varios muros de retención que se usan para el cálculo y revisión inicial (Braja, 1999).

Tabla XV.3. Dimensiones mínimas para iniciar la revisión y cálculo de muros (Braja, 1999)

Clave Significado Muros de gravedad Muros en voladizo

B Dimensión de la base del muro O.SOH a 0.70H O.SOH a 0.70H

e Ancho de la corona 0.30 m (min.) 0.30 m (min.)

D Profundidad de la base 1.00 m 1.00 m

E Espesor del talón 0.12H a 0.17H 0.10H

G Dimensión de la punta 0.12H a 0.17H 0.10H

H Altura del muro Variable Variable

p Pendiente de la cara frontal 1:0.02 1:0.02

d Ancho de la parte baja del muro ---- 0.10H

H

B ----1

Figura XV.lS. Dimensiones mínimas en el cálculo y análisis de muros.

Nótese que la parte superior o corona del muro de retención "C" no debe ser menor de 0.3 m de ancho para el colado apropiado del concreto. La profundidad "D" al desplante de la base debe ser un mínimo de 1.0 m.


Para muros de retención con contrafuertes, la proporción general de la corona y la base de cimentación es la misma que para muros en voladizo, sin embargo, las losas de los contrafuertes deben ser de aproximadamente 0.3 m de espesor y estar espaciadas a distancias centro a centro de 0.3H a 0.7H (Braja, 1999 y Sowers, 1986).

Aplicación de la teoría de presión lateral de tierra de Rankine sobre muros de retención

A continuación se desarrolla un ejemplo para revisar la estabilidad general de un muro de gravedad y un muro en voladizo aplicando los conceptos hasta aquí expuestos.

:12 = lí O flliJll-lWq talón f&= J1i qpunta

C:;¡ = C¡

l 6m

4m ---1

Cálculo de fuerzas de empuje: pasiva y activa, aplicando la fórmula XV.8 y XV.9, en cada caso.


k. = tan z ( 45o- 320) k. = tan2 ( 45° -

3;)

k.= 0.3333333333333 k. = 0.3333333333333

F. =~( 0.33)(1.7)( 6.332) = 11.35 Ton. F. =.!_(0.33)(1.7)(6.72 )= 12.72 Ton.

2

kP = tanz(45o+ 320) kP= tan2(45°+

3; )

kp = 3 kp=3

FP = ~(3)(1.7)( 0.92) = 2.07 Ton. FP =~(3)(1.7)(1.52 ) = 5.74 Ton.

I) Revisión por volteo:

L MR F.S.v.== LMo

donde:

L M0 =suma de los momentos de las fuerzas que tienden a volcar la estructura respecto al punto O

L M R == suma de los momentos de las fuerzas que tienden a resistir el volteo respecto al punto O

Sección Are a Wi Brazo Momento Sección Are a Wi Brazo Momento

I 6.65 11 .3 1.18 13.3 I 14.04 23.9 2.70 64.4

II 0.46 0.8 3.38 2.6 n 0 .91 1.5 3.13 4 .9

III 3.48 9.7 2.06 20.1 m 2.4 6.7 2.00 13.4

IV 2.85 8.0 1.50 12.0 IV 0 .81 2.3 0.95 2.2

V 1.63 4 .6 2.00 9.1 V 1.62 4.5 2.00 9.0

VI 6.79 19.0 2.57 48.8 -- -- - -- --Pv -- 2.&4 4 .00 11.8 Pv -- 3.29 4.00 13.2

'LV= 56.34 'LR= 117.7 'LV= 42.19 r.R= 107.1

LMo =P,,( ~'} Donde LMo =P,,( ~'} Donde

P,, = P, cos ,8 = 11.35 cosl5° == 10.96 P,, = P,cos,8 = 12.72cosl5° = 12.29

LMo = 1{ 6·:

7)=23.64 LMo = 12.3(

6~7 ) = 27.44

F.S.v. = LMR = 117.70 = 4.98>2 LMo 23.64

O.K. F.S.v. = LMR = 107.10 = 3.90 > 2 LMo 27.50

O.K.


IT) Revisión por deslizamiento

L FR. F.S.d.=r

Fd

donde:

L FR. = suma de las fuerzas horizontales resistentes

L: MR =suma de las fuerzas horizontales de empuje

LFR. (í:V)tanó +FP L FR' (LV)tanó+PP F.S.d. = L F,, = F. cos fJ F.S.d.=--=

í:Fd P,cosfJ

(:Lv)tanGqj2 )+FP (:Lv)tan G ql2 )+PP F.S.d.= F.S.d.=

F. cosfJ P, cosfJ

_ (56.34)tanG(30°))+2.07 22.58 =2.06

( 42.19)tanG(30°) )+ 5.74 ~=1.72 F.S.d.- ( ) F.S.d.= ( )

11.35 cos 15° 10.96 12.72 cosl5° 12.3

2.06 > 1.5 O.K. 1.72 > 1.5 O.K.

III) Revisión por capacidad de carga

Para ambos muros se puede obtener una resultante vectorial, de las componentes vertical y horizontal, así como también la excentricidad o punto donde se aplica dicha resultante.

F S qll · ' cap.carga = -

q max

-+ -7 --+ pero R = ¿ v + ( P, cos j3)

El momento neto de esas fuerzas respecto al punto O, es:

Mnero = l::MR -l::Mo ; los cuales ya fueron calculados

de ambas figuras se deduce el brazo de palanca como sigue:

OJ =X= Mneto ¿v

e=B L.MR-LMo 2 ¿v

Aplicando la fórmula de la escuadría se puede encontrar la presión bajo el pie del muro

¿v Mneto*y q=-±--A ¡

donde M,,0 =(L:v)*e

1=~(1)( B3)

12

1

e=B í:.MR-"i.Mo 2 ¿v 4 117.70-23.64

e=2- 56.34 0.33

B ¿y e( 'f.V)2 ¿v (t 6e)

qrmx =qprmta = (B)(J) + (~)(iJ) =¡¡ +B

qrmx = 56~34 ( 1 + 6( 0~33)) = 20.06

de manera igual para el otro valor B

- -~- e('f.V)2 ¿v(t- 6e) qmin - qwm> - (B)(t) (~}il) B B


B "i.Mr'LM0 e=-2 ¿v

e =~ 107.10-27.50 = O.l l 2 42.19

B ¿v e('f.V)2 ¿v ( 1 6e)

qrmx =qprmta = (B)(1) + (~)eJ) =¡¡ +B

qmax = 42~19 (1 + 6(0~11) ) = 12.29

de manera igual para el otro valor B

_ -~ e(F)2 _ ¿v(1- 6e) qmin -qtalón - (B)(t) (~)(il) - B B

qu =c2NcFroFci+qNqFqdF;¡1 +~r2B' NrF;-dF,1

donde q=y2D1

B'=B-2e

- D¡ F00 -1 +0.4s-

F<td= l+2tan~2 (1 -sen~) D¡.

Frd = 1

Fci =~~ = (1 - ::r


q=1.7(0.9) = 1.53

B'=4-2(0.33)=4-0.64= 3.34

Fcd =1+0.4 3~;4 =l.ll

FQd=l +2tan30°(1-sen30°) 3~~ = 1.15

~d =1

'Po=tan-' ( F0 cosP) =tan"' (l l.35cos15) = 1 J.OI ¿v 56.34

Fci =~; = (1 - ~:r =(1- 1 ~·~1 )2

= 0.77

F. =( 1- '1'•)2 = ( 1- 11.01)2 =0.40 }'1 ~ 30°

N9

= 18, N1

= 22 (valores de gráfica)

Sustituyendo

qu = ( 1.53) ( 18 )(u5)( 0.77) +~( 1.7) ( 3.34 )( 22 )( t)( 0.40)

qll = 24.39+ 24.98= 49.37

obteniendo el factor de seguridad, este queda como:

F S _ _!1._>3 . ·cap.carga - -qmax

49.37 F.S.cap.carga =

20.85

= 2.37 < 3 , no pasa

q=1.7(1.5) = 2.55

0'=4-2(0. 11)=4-0.64= 3.78

Fcd =1 +0.4;_;8 =1.16

FQd=1+2tan30°(1- sen30°) ;,;8

= 1.23

F,d =l

'l'o=tan-' (Facosp) =tan·' (l2.72cos15) = 16.24 ¿v 42.19

F. =F .= 1-- = 1-- = 0.67 ( 'f'o)2 ( 16.24)2

Ct q1 900 90

F . = ( 1- 'f'o)2 =(l - 16.24)2 =0.21 }'1 ~ 30°

Nq = 18, Nr = 22 (valores de gráfica)

Sustituyendo

qll = (2.55)(18)( 1.23 )(0.67) +~(1.7)(3.78)( 22)( 1)( 0.21)

qll = 37.83+14.84= 52.67

obteniendo el factor de seguridad, este queda como:

F. s.cap car¡za = _!1._ ~ 3 qrmx

52.67 F.S.== =--=4.29>3 O.K

. 12.29


Tabla XV.4. Resumen de las expresiones de Rankine para varios tipos de suelos y condiciones.

o-h = yzkp; presión activa

(}" = r zk ; presión en reposo h o

k = tan2(45-q}/2) 8

k = tan2(45 + q}/2) p

y = H/3

1 2 F = - r H k 8 2 8

1 2k FP = - r H P

2

1 H2 F = - r k o 2 o

Suelo friccionante seco con relleno horizontal; c=O, "# O

(}" = r zk ; presión activa h sa

(}" h = r zk sp; presión activa

k cos{J-~cos2 fJ- cos2 ¡p = cos fJ _.:...._'r========

., cosfJ+Jcos2 fJ-cos2 ¡p

k fJ cos fJ+~cos2 fJ-cos2 ¡p = cos

sp cos fJ-~cos2 fJ-cos2 ¡p

1 2 F = - r H k

8 2 sa

Suelo friccionant~ seco con relleno en endiente; c=O, "#O

a- =rzk + qk h a a

o-h = yzkP + qk p

a =r zk h 1 8

ah= rbzkp + rwz

1 -F =-rH'k +qHk a 2 a s

Suelo friccionante en resencia del nivel freático; c=O, "# O

o- = r zk -2cJf<: h 1 8

donde

k8 = tan2 ( 45 - q) 1 2)

Suelo cohesivo en estado activo; e"# O, = O

o- = r zk + 2c 'k; h 1 p ""p

donde

kp = tan2 ( 45 + q) 1 2)

Suelo cohesivo en estado asivo; e"# O, =O

H

INTRODUCCIÓN

CAPÍTULO XVI ASENTAMIENTOS

Imaginemos un sólido elástico (ideal), homogéneo e isótropo que está limitado por un plano (figura XVI.l), siendo ésta su única frontera. Supongamos que bajo este plano horizontal el sólido se extiende hacia abajo en todas direcciones. Un cuerpo de este tipo se llama sólido semi-infinito y ocupa todo el espacio que queda a un lado de un plano. Apliquemos sobre este cuerpo una carga concentrada, perpendicular a la superficie.

Determinar la componente vertical de presión crz que experimenta un punto cualquiera del sólido es un problema matemático bastante complicado.

p Plano z =O

Figura XVI. l. El problema de Boussinesq.

En 1885 P. Boussinesq resolvió el problema afirmando que en un punto que está a una profundidad Z y a una distancia radial (r) del punto de aplicación de la carga, el valor de crz, o sea el esfuerzo normal vertical, queda expresado por la fórmula:

3 P z3

O"z =-·-·-5 .•••.•••..••..•••.•••..•• (XVI.l) 4 1l R

siendo: R=.J z 2 + r 2

268 ALBERTO RAMÍREZ PJEDRABUENA, ADAN RAMOS BAUTISTA

Es interesante observar que las constantes elásticas del sólido no intervienen en la ecuación, lo que quiere decir que para un sólido infinito de acero con una carga aplicada, el esfuerzo crz valdrá lo mismo que para un sólido sumamente blando y elástico, como la arcilla saturada. Independientemente de las constantes elásticas, una carga concentrada nos dará el mismo valor de esfuerzos. Las deformaciones de uno y otro cuerpo serán distintas, pero el esfuerzo será el mismo; puesto que las constantes elásticas no influyen, la ecuación anterior puede aplicarse a materiales de muy distinta naturaleza. En mecánica de suelos se ha visto que esta ecuación es suficientemente aplicable como para justificar su uso.

En la práctica, la ecuación de Boussinesq se utiliza para determinar la distribución de reacciones bajo el suelo sometido a una carga aplicada en un punto sobre la superficie. En cambio no se acostumbra su uso en el estudio de las deformaciones, puesto que éstas dependen en buena medida de las constantes elásticas.

Investigadores posteriores aportaron soluciones en las que sí se toman en cuenta algunas características y constantes elásticas de los suelos (además de la integración de las ecuaciones de Boussinesq por Julio Damy), quedando las formulas como sigue (Damy, 1985 y Damy et al, 1993):

Ecuación de Boussinesq [ ]

5/2

<Tz = 2~' 1+(:/z)' .......................... (XV1.2)

donde: P = Valor de la Fuerza

r = Distancia horizontal del punto a la fuerza

z = Profundidad del punto

Ecuación de Westergaard <Tz = 2: , [ k' +(~

1 z)' T' ......................... (XVl3)

donde: k = ) 1(-

2v) ; v = Módulo de Poisson 2 1-v

Ecuación de Frolich <Tz = 2:' [1+(:/z)' r''" . . .. . .. {XV!.4)

donde: x = 2, corresponde a suelos estratificados

x = 4, corresponde a suelos en que la compresibilidad

se reduce con la profundidad, como en las arenas

En mecánica de suelos, el efecto de un sistema de fuerzas sobre un suelo se determina por medio de las ecuaciones de Boussinesq, Westegaard o Frolich.

ASENTAMIENTOS 269

En cambio, para estudiar las deformaciones que ocasionan los esfuerzos, se extraen muestras inalteradas del subsuelo y se someten a pruebas en el laboratorio, con el fin de determinar cómo se comportan bajo la acción de las cargas.

Figura XVI.2. El problema de Mindlin.

Por medio de la teoría del esfuerzo cortante se investigan los esfuerzos exclusivamente, pero las deformaciones y hundimientos de cualquier estructura se determinan utilizando la teoría de la consolidación y las correlaciones que de ella se desprenden, además del estudio y análisis de los esfuerzos.

Otra extensión de la teoría de Boussinesq, es el problema de Mindlin, que determina los esfuerzos y por ende las deformaciones para cargas, pero ahora en el interior y a una cierta profundidad en un espacio semi-infinito (figura XVI.2 y fórmula XVI.5).

(1-2u)(z-c) (1-2u)(z-c) 3(z-c) P R 3 R3 Rs

1 2 1

az =-8.7r~(l---u...,-) 3(3-4u)z(z+c)2 -3c(z +c)(5z-c) 30cz(z+c/ + - _ ____;'--=-----":....__

R5 R7 2 2

.......... (XVI.5)

Asentamientos en suelos según la teoría de la elasticidad

Cuando los esfuerzos y desplazamientos dependen de las características de esfuerzo - deformación del suelo y el resultado de las pruebas conserva un comportamiento lineal, se pueden utilizar los datos obtenidos por medio de la teoría de la elasticidad (si se quiere conocer la respuesta a esfuerzos y deformaciones inmediatas del suelo). Sin embargo, los resultados obtenidos por la teoría de la elasticidad deben ser tomados con reserva o de manera auxiliar, pues ésta considera al suelo como un material elástico ideal, debiendo cumplir con las hipótesis generales de la elasticidad de:

270 ALBERTO RAMÍREZ,PJEDRABUENA, ADÁN RAMOS BAUTISTA

1.- Espacio semi-infinito 2.- lsotrópico 3.- Homogéneo 4.- Elástico lineal (ley de Hook figura XVI.3)

a-e----------a-p

1

1 1

:Rango' Plástico

Rango ; : 1 1

-t Elástico '+- -+·

------. !

Fractura

Figura XVI.3. Ley de Hook.

Sin embargo, se sabe que los suelos no son materiales perfectamente elásticos y sólo en parte cumplen con las hipótesis de la elasticidad, como se muestra en la figura XVI.4.

Consolidación primaria

Tiempo

Figura XVI.4. Diagrama de esfuerzos. Figura XVI.5. Asentamientos respecto al tiempo.

En el análisis de los asentamientos elásticos o inmediatos de una cimentación (superficial) se aplica la teoría de la elasticidad a la primera parte de los asentamientos o compresión inicial (figura XVI.5), pero teniendo siempre en cuenta que los suelos no son materiales elásticos. Aplicando la ley de Hook, las fórmulas que se obtienen son:

(esquina de cimentación flexible ) .................. (XVI.6)

(centro de cimentación flexible ) ..... ............... (XVI.7)

donde: J,.=_!_[ln(.Jl +m: +mJ+m·ln(.JI+m: +l J] 1l .J¡ + m- - m .J1 + m - 1

m = L 1 B; B = ancho de la cimentación; L =longitud de la cimentación

ASENTAMIENTOS 271

Las fórmulas anteriores no contemplan las condiciones de frontera y profundidad de desplante. En la figura XVI.6 se muestran los factores Is de Boussinesq e Iw de Westegaard, que son función de L/B:

0.5 ~- - ~t= -1- - - _ J_ -~t-- -- - ~ -· -· --- -· i ---~ 1 .... '""-··~ .......

r-- í

'\. ~-i -- -- - · i ¡ l

\ ! 1 1 1- -~

J Q ;

1\ 1 1 Uz ;;-2 I ' ,__¡_!_¡-\ z . - - . -- -1 3 - ..

0.4

0.1

-....¡ 1 [ 1\ 2?r

~ ~- .. \ Is = -- - -[l + ( ~ rJ%

r

Is ·f-,, \ / 1

- - 1\. ..... . _¡ ___

- - 1 1 \ 1

1 ,,'A 1..-. -\ .. ' - 1-l ;r · - ·....-t- -, ~- - - -

f- - · l . -- --1-· Iw ,.. Iw '\ \ [ 2r~

-: 1 +2(~) !

l .'\. : 1\ 1 l l 1 .1'1...

' ! ¡ ~ " 1 t ' r r'7 1 -l. - - - r-!-

¡-· ........ ....... ' !

~ . • r- - . -- .. - -T 1 ~ ' 1 r- -- 1 _[ l f- • r·

0.3

0.2

o o 0.5

' i ~ LO

. -j~ -1--1.5 2.0 25 3.0

Figura XVI.6. Cuadro para determinar los esfuerzos verticales por medio de los factores de influencia de Boussinesq y Westegaard .

<:.plazamiento de cimentación rígida

H

...... __ ---_..,

Cmiento de cimentación flexible

V = relación de Poisson E = Móclulo de elaticidad

Suelo

Figura XVI.7. Asentamientos elásticos y la flexibilidad de la cimentación (Braja, 1999).


En la figura XVI.7 se pueden apreciar las condiciones de frontera en una cimentación superficial y determinar que cuando Df = O y H < oo debido a la presencia de una capa incompresible.

ó.p = q: ·(l-v 2 )·[(1-v2 )F1 +(1-v-2v2 )F2 J. ........................... (XVI.8)

(esquina de cimentación flexlible)

!J. p = q: ( 1 - V 2 ) • [ ( 1 - V 2 ) F, + ~ - V - 2 V 2 ) F l· .. ......... ... ........... (X V l. 9)

(centro de cimentación flexlible)

Donde los factores de forma F1 y F2 se dan en la gráfica de la figura XVI.8, para el cálculo de asentamientos elásticos o inmediatos.

Valores de F1 (--) y F2 (-------) 01 02 03 04 05 06 07 o

o ~ ;~;:....

2

4

D B

6

8

10

~ ~ 1 .~ ~ ~ / 1 ..

1 " ~.

J / ji """ ~ 1

1 ~ 1 ¡

' t F /• ~ ~ í F1 , ! 2 1 •'lí p...._ ¡ 1 J ¡ . r\ ~ ~ "jj IN 1 V> ¡O 1

ccru1 ll}íil ..._Lm L_CD CD ...JI..._I "'- .._¡

' ~ ~- L/~=5 1 ...J 1 ...JI ...J1 1 1 J 1\ 1

1

\ \' ~L/8=10 1 1 J 1 1 1 1 1 1 ( \ \ ~ 1 ¡ J 1 8 1 J

J 1 11 1\ ' : 11 1 CD

\ 1\. 1 ' 1 L/8=1 ~ L/8=2 ~\ 1 1 1 1 ...J,

J 1 ,; 1 1 1

1 1

Ll~~oo~\~ 1 1 1 1 1 : : ,1 1

11

Figura XVI. S. Factores de influencia F 1 y F2 de Steinbrenner (Braja, 1999; CFE, 1980; ETA, 1975 y Juárez, 1996).

08

~

ASENTAMIENTOS 273

Asentamientos en suelos según la teoría de la consolidación de Terzaghi

A diferencia de los asentamientos elásticos mostrados anteriormente que se producen prácticamente de manera instantánea a la aplicación de la carga, los asentamientos por consolidación son deformaciones volumétricas que se producen conforme transcurre tiempo. Usualmente se requiere obtener muestras representativas de campo para efectuar estos análisis.

Las muestras extraídas, se introducen en un anillo de acero para someterlas a pruebas de consolidación confinada y se determinan por separado las propiedades índice.

Bajo la acción de cargas axiales las muestras se empiezan a consolidar a fin de tratar de reproducir en el laboratorio lo que sucederá en el campo. Se toman medidas en distintos intervalos de tiempo y se construye la gráfica de asentamiento con respecto a las cargas, hasta que se estabiliza la deformación y se determina finalmente cual es la deformación ocasionada para cada valor de la presión. Se incrementa presión, se vuelve a permitir la consolidación y se determina cuál es la deformación final. Con esta sucesión de valores se construye un diagrama que se llama curva de compresibilidad del material (ver la práctica 3 del Laboratorio de Mecánica de Suelos). Esta curva está representada en la figura XVI.9.

e

Figura XVI.9. Curva odométrica o de consolidación.

Rama de preconsolidación

\ Carga de preconsolidación

,¡, r-i

La gráfica de compresibilidad se dibuja en papel logarítmico en el que aparecen los valores de la relación de vacíos en las ordenadas y en las abscisas los valores de las presiones aplicadas. La escala horizontal es logarítmica mientras que la vertical es aritmética.

En dicha gráfica se puede observar que a medida que aumenta la presión, disminuye la relación de vacíos "e" y llega un momento en que cambia la pendiente de la curva; la interpretación más aceptada que se ha dado a este cambio de pendiente es que la inflexión se produce cuando el material recibe la carga que ya había experimentado en el terreno; su compresibilidad será distinta cuando reciba cargas inferiores a las que tenía antes de ser extraído como muestra.

Una muestra que se extrae del terreno se dilata antes de ser probada en el laboratorio, pero no lo que corresponde a la deformación original, de manera que al cargar la muestra en el laboratorio la deformación es pequeña mientras no se llegue al estado original que tenía en el terreno, pero al pasar este límite las cargas ocasionan deformaciones importantes. Por este motivo se ha llamado "rama de preconsolidación" a la primera pendiente y "rama virgen" a la siguiente.

274 ALBERTORAMÍREZf!EDRABUENA, ADÁNRAMOSBAUTISTA

El punto donde se cortan las dos pendientes, se denomina carga de preconsolidación y es equivalente a la carga que ha experimentado la muestra en el pasado, cuando estaba en el terreno. Si se descarga el ejemplar, es decir se retiran las presiones, el material no regresa por la misma curva, sino que lo hace por una que es más o menos paralela a la original.

Así, la curva de compresibilidad está constituida por dos líneas rectas, una llega hasta la carg~ de preconsolidación y la otra continúa a partir de este punto. Si la gráfica considera un pequeño intervalo de presiones obtendrá un cierto decremento en la relación de vacíos. La relación entre estos dos valores es lo que se denomina la compresibilidad, cuyo símbolo es "mv" y se representa por la relación:

!le mv =-............................. (XVI.12)

!J.p

despejando !le queda:

!le = mv · !J.p ............ ............. ( XVI.13)

Supongamos una muestra de una masa de terreno homogéneo, es decir, que tiene las mismas propiedades en todos sus puntos, confinada lateralmente y de altura H. Si reducimos E la altura por la acción de cargas verticales, se producirá una deformación m que está ligada con la relación de vacíos por medio de la siguiente ecuación:

m= óe ......................... (XV1.14) H l+e

Con esta ecuación se obtiene la pérdida de altura de la muestra o asentamiento m. Cuando una muestra se contrae al comprimirse, lo hace no porque se compriman sus gra

nos ni el agua, sino porque las partículas se reacomodan y los líquidos se expulsan. Cuando una muestra se contrae, la cantidad de granos o fase sólida sigue siendo la misma, lo único que se ha quitado a esa muestra es parte de su vacíos iniciales, o sea el volumen ocupado por agua y aire.

Por lo tanto, la deformación de la muestra se debe a la pérdida en la relación de vacíos. Si se habla de deformación unitaria, podemos considerar el volumen unitario de una masa

de suelo proporcional a 1 + e, porque si llamamos uno al volumen de sólidos, e es el volumen de los vacíos

De la combinación de las fórmulas anteriores se puede despejar m quedando:

!J.H = mv · !lp · H ......................... (XVI.l5) l+e

Esta ecuación es la utilizada como base para analizar hundimientos de estructuras en suelos (Carrillo, 1964).

ASENTAMIENTOS 2 7 5

A la fórmula anterior (de Coulomb), Terzaghi incorporó el criterio de esfuerzo efectivo:

cr = cr' +u

Sólo a medida que el agua fluye y se escapa, los esfuerzos se transmiten a la parte sólida del suelo. Continuando el razonamiento se llega a la teoría de la consolidación desarrollada por Terzaghi (en la cual hace una analogía con la transmisión del calor en un cuerpo sólido).

Los asentamientos están basados en el concepto de consolidación y en la curva edométrica.

Los asentamientos se pueden calcular de la siguiente manera:: expresar la variación del índice de huecos razonando sobre la curva edométrica esquematizada para este caso en la figura XVI.9 (que se refiere a un suelo sobreconsolidado).

Antes de la aplicación de la carga, el suelo está sometido a los esfuerzos efectivos cr'. Las cargas aplicadas provocan un aumento de los esfuerzos !la-. Al finalizar el asentamiento, el suelo se encuentra sometido a los efectos del esfuerzo efectivo cr'+!la:

A a-'c presión de consolidación, corresponde un índice de huecos ea. A a-'o +!la-le corresponde un e1• En la práctica se puede despreciar la variación debida al tramo casi horizontal de la curva.

En estas condiciones tenemos:

!le= e¡ -e0 =Ce [ log( a-~+ !la-)-toga-~ J. .. .................... (XVI.16)

para la condición de subconsolidación, se tiene que:

a-~+ !la-!le= Ce log , ................................ (XVI.17)

a-o

Conociendo !le, podemos calcular el asentamiento, con la condición de suponer que no hay desplazamiento lateral del suelo, luego estamos ante una capa confinada o ante un suelo cuya superficie cargada es relativamente grande frente al espesor de la capa compresible. Sea H el espesor de esta capa.

Volumen del suelo V = S x H, siendo S constante, ya que no hay desplazamiento lateral. Por lo tanto:

!lV MI - = - ................................... (XVI.l8) V H

Si Vs es el volumen de sólidos y Vv el volumen de vacíos, la fórmula anterior, queda:


e= Vv = Vv =V -Vs =..!:::._ - 1 V-Vv Vs Vs Vs

V Vs =-

l+e0

~V ~V ~V ~e=-=--=-(l+e0 ) =>

Vs ~ V l+e0

~e ~V M! --=-=-l+eo V H

Por lo que igualando en las formulas anteriores:

H a~ +~a Mf=-Cc log , ....................................... (XVI.19)

l+eo a c

Si el estrato es demasiado grande, o si el terreno contiene varias capas de características diferentes, se calculan los M! relativos a cada capa y se suman.

Para un suelo subconsolidado, tendremos.

H a~ +~a M! = --Ce log . .. .................................... (XVI.20)

1 + eo ao

Asentamientos a lo largo del tiempo

En suelos granulares los asentamientos se dan en un tiempo muy corto. Lo que sigue se aplica únicamente a suelos flnos, cuyos asentamientos pueden ocurrir en Intervalos de tiempo relativamente largos (meses o años).

Terzaghi diseñó una teoría que permite calcular el tiempo de asentamiento considerando un cierto número de hipótesis simplificadoras:

- suelo homogéneo y completamente saturado.

- incompresibi lidad del agua y de los granos del suelo.

- compresión y movimiento del agua unidireccionales.

- ley de Darcy válida.

- el esfuerzo efectivo y el índice de huecos están ligados por una relación lineal.

En el caso de una capa compresible de espesor 2 H, colocada entre dos capas permeables, Terzaghi logró expresar el grado de consolidación U en función de Tv:

U= f(Tv ) ............ .. .. .. ..................... (XVI.21)

ASENTAMIENTOS 277

Donde Tv es el factor tiempo definido por la expresión:

Tv = C~ t ................. .... ................ .. (XVI.22) H

Donde, Cv = coeficiente de consolidación (característico del suelo) y t = tiempo. Por medio de la gráfica de la figura XVI. lO, se puede calcular U. Inversamente se puede

calcular el tiempo t necesario para alcanzar un grado de consolidación dado. La gráfica permite determinar Tv, y de allí se obtiene t.

o

1

10

~ 1 :

~1\ \

\

so 1

1 1

"'

1 1

1

1 1

90 ·1

100 1

1 1

l 1¡ ! 1 1 ¡ !

l l 1 •

1 1 ·1 1 ¡

1

1 -

. 1

\ 1

1 i

1

1\ 1

1 ' l

1

~ 1\ 1

1\1 1\

1

1

1'---¡-.

... ~ ~ .... ":-t~ o • oo ••• ~ N r') 4 ""' ~··

T.,:; ~"".t

Figura XVI.lO. Ábaco para el cálculo de los tiempos de asentamiento de una capa compresible situada entre dos capas permeables.

CAPÍTULO XVII CAPACIDAD DE CARGA DE LOS SUELOS

INTRODUCCIÓN

Antes de hacer referencia a las diferentes teorías de capacidad de carga de un suelo, es conveniente aclarar que en la metodología que se sigue para el diseño de la cimentación de diferentes obras como los puentes carreteros por ejemplo, el sentido común del ingeniero juega un papel importante. Los conceptos fundamentales de la Mecánica de Suelos aplicada se utilizan para proyectar y construir las cimentaciones de las diferentes estructuras ingenieriles.

Por otro lado, no está fuera de la realidad afirmar que el tema de cimentaciones tiene mucho de arte, en el sentido de que algunos criterios, normas y reglas que se utilizan, están basados en la experiencia y el ingenio propio del ingeniero, más que en los conceptos teóricos o experimentales.

Como es conocido, existen diversos tipos de cimentaciones de acuerdo a las diferentes naturalezas del terreno donde se va desplantar la obra. Su definición y análisis de capacidad de carga se bosquejan en este capítulo, basado principalmente en Juárez, 1996 y Juárez R., 2001.

Cimentaciones. Definición y clasificación

Una cimentación es desde el punto de vista de la Mecánica de Suelos la respuesta de dos problemas distintos, uno de ellos es qué esfuerzo puede comunicar el cimiento al terreno sin que se exceda la resistencia de éste, es decir, sin que falle. El segundo es qué deformaciones va sufrir el suelo y en consecuencia la cimentación, al aplicarse tales esfuerzos.

La respuesta a la primera pregunta se obtiene a partir de alguna de las teorías de capacidad de carga de la Mecánica de Suelos; la solución a la segunda pregunta la proporciona un método de análisis de asentamientos (o en su caso expansiones); desde luego, ambas respuestas por sí solas no resuelven todos los problemas que involucran el proyecto y construcción de una cimentación, se requiere también del ingenio y la experiencia del ingeniero para la elección del tipo de cimentación que habrá de emplearse en una obra específica.

Cuando se diseñan cimentaciones surgen de inmediato las siguientes preguntas:

¿Qué tipo de suelos se tiene? ¿Cuáles son sus propiedades físicas y mecánicas? ¿Cómo vamos a explorar el sitio donde habrá de construirse la obra? ¿Cómo se van a definir los parámetros de


resistencia, deformabilidad y permeabilidad del suelo? Todas esas preguntas entran en el capítulo de los estudios previos, los que hay que realizar antes de diseñar una obra.

¿Qué capacidad de carga tiene el suelo? ¿Qué velocidad y qué magnitud de deformaciones provocará una sobrecarga en ese suelo? Estas son preguntas que usualmente hace el estructurista. Para responder a ellas es necesario el conocimiento de las teorías y saber cuál es la aplicable en cada caso. Hay muchas teorías para analizar la capacidad de carga y la deformabilidad de un suelo, la mayoría están basadas en hipótesis que simplifican el problema.

En resumen, para diseñar cimentaciones se debe tomar en cuenta los siguientes aspectos:

• Conocer las propiedades de los suelos para predecir su comportamiento.

• Conocer las teorías de la Mecánica de Suelos para cuantificar esas propiedades.

• Utilizar el sentido común.

En general las cimentaciones se dividen en dos grandes grupos: las superficiales y las profundas.

Convencionalmente se considera que las cimentaciones superficiales son aquellas que se desplantan a una profundidad no mayor de tres a cuatro veces el ancho del cimiento, en realidad no hay una frontera rígida que las delimite.

Dentro de los tipos más usuales de cimentaciones superficiales se tienen las zapatas aisladas, las zapatas corridas y losas de cimentación. Las primeras son las más económicas.

La geometría de las zapatas aisladas suele ser cuadrada o rectangular y el material que se utiliza en su construcción es el concreto generalmente; en obras pequeñas suelen construirse con mampostería, siempre y cuando haya disponibilidad de materiales y la mano de obra no sea cara.

El objetivo específico de una zapata es ampliar el área de apoyo de un elemento estructural, a fin de que el nivel de esfuerzos transmitido al suelo de desplante sea el adecuado, tomando en consideración la resistencia de este último.

En casos en que la resistencia del suelo es baja y las cargas transmitidas son altas, debe ampliarse el área de la zapata hasta alcanzar niveles de esfuerzos adecuados, la ampliación puede dar lugar a zapatas corridas que pueden sostener a su vez varios elementos estructurales de transmisión de carga, o a losas de cimentación que ocupan sin interrupciones el área de desplante de la obra.

En diversas obras puede encontrarse la combinación de este tipo de cimientos, los cuales se proyectan de acuerdo al criterio del ingeniero a cargo del proyecto.

Sin embargo, es común que se presente el caso en que aún cuando se emplee losa corrida, la presión que se transmite al suelo resulta ser superior a la capacidad de carga del mismo o bien se estima que dicha presión producirá asentamientos importantes, situación que requerirá buscar estratos más resistentes a mayores profundidades, lo cual origina el empleo de cimientos profundos.

Las soluciones a base de cimentaciones profundas implican elementos de trasmisión de carga que transfieren el apoyo de la estructura a niveles en los que se localice el estrato resistente, sin embargo, este estrato en ocasiones no se encuentra a profundidades que puedan considerarse económicas dentro de un proyecto. Esta situación da lugar a otro tipo de cimentaciones en las que

CAPACIDAD DE CARGA DE LOS SUELOS 281

se utilizan elementos que distribuyen por fricción o adherencia sus cargas a través de los diferentes estratos del subsuelo.

Lo que diferencia en forma arbitraria a los elementos que forman las cimentaciones profundas es la magnitud de su diámetro o lado de acuerdo a que su geometría sea circular o rectangular, según se muestra en la tabla XVII. l.

Tabla XVII.l. Cimentaciones Profundas

Elemento de Transmisión Geometría Material Dimensión Transversal de carga (m)

Pilote de punta Circular o rectangular Concreto o acero 0.30-1.0

Pilote de fricción Circular o rectangular Concreto o acero 0.30-1.0

Pila Circular Concreto Entre 1.0 y 2.0

Cilindro Circular Concreto armado Entre 3.0 y 6.0

Cajón de cimentación Paralelepípedo Concreto armado De acuerdo al proyecto

En la figura XVII.l se aprecian esquemáticamente los tipos de cimentaciones profundas.

Pilotes

o Control D o ... o ·.:.·.:.· . ... L_jL_j L_j

c:::c:c:J -Fricción 1 ~ 1 Punta Recta Con campana Cilindro Cajón de 6 celdas

1 t '/ - ,.-----,----

1 r /

o. 1 r .D .D "' /

1 r Dó B D L ? _____.. +- o. 1 r 1

i .. ,., 1

A 1\1 ~ 1/ //11 - '----- '-----

11 ;:; ftl ;rnr:¡rnn/ 'ii?ii/ii/it/it/ str~to resistente /

Figura XVD.I. Tipos de cimentaciones profundas.


Teorías de capacidad de carga

Casi todas las teorías de capacidad de carga, tienen su origen en la solución de Prandtl (1921) al problema de la identación de un sólido rígido en un medio continuo, semi-infinito, homogéneo e isótropo bajo condiciones de deformación plana.

Esta solución supone el medio identado rígido plástico perfecto. En la figura XVII.2 se esquematiza el problema general de la identación, mostrándose la forma de la solución para un medio sin peso y puramente cohesivo.

11111

Figura XVTI.2. Problemas de identación y solución de Prandtl, para un medio sin peso, o considerando un suelo puramente cohesivo.

c-:t: OyrjJ =0

Para este caso, el máximo esfuerzo qc que puede aplicarse al sólido, sin que se idente en el medio es: qc = ( n- + 2) c ............................... . ( XVII.l)

La solución de Prandtl para el caso más general, en el cual el medio identado además de tener características cohesivas posee también componentes friccionantes, se muestra en la figura XVII.3.

Figura XVll.3. Mecanismo de falla según Prandtl aplicado a un suelo cohesivo y friccionante.


En este caso, al igual que en el anterior, se considera que el cuerpo que se identa es perfectamente liso, uniformemente cargado e infinito en longitud.

Tres años después de la teoría de Prandtl, Reissner la generalizó hasta incluir el caso en que el cuerpo identado lo hace en el interior del medio y no en la superficie.

Criterio de Terzaghi

A partir de 1943 Terzaghi extendió la Teoría de Prandtl-Reissner y desarrolló la teoría aplicable al caso más general de suelos cuya ley de resistencia al esfuerzo cortante se expresa como sigue:

s == e + a tan qS

En esta teoría se considera que el suelo que se encuentra por arriba de la profundidad de desplante del cimiento Dr. la cual influye solamente como una sobrecarga que actúa en dicho nivel, como se observa en la figura XVII.4.

14 B

~ 1 14 B

~ 1

o_~l_ __ t ... J ----q ='Y Dt q ='Y Dt

++++++++ ++++++++

(a) (b)

Figura XVll.4. Equivalencia del suelo sobre el nivel de desplante de un cimiento, con una sobrecarga debida a su peso.

En la teoría de Terzaghi, cuyo mecanismo de falla se ilustra en la figura XVII.5, se consideran las siguientes hipótesis: el cimiento es de longitud infinita, el área de contacto con el suelo está uniformemente cargada y es rugosa. Además, la zona 1 se considera en estado plástico activo de Ranlcine, la forma de las líneas que limitan la zona II se considera espiral logarítmica, y el estado de esfuerzo en la zona m se considera como el estado pasivo de Rankine. Así mismo, la resistencia al esfuerzo cortante se desarrolla simultáneamente a lo largo de toda la superficie de falla.

B/2 B/2

Figura XVII.S. Mecanismo de falla de un cimiento continuo poco profundo según Terzaghi.


De este modelo de falla, Terzaghi obtuvo la expresión que permite obtener la carga que puede transmitir el cimiento al suelo sin que éste falle:

donde:

e = Cohesión del suelo sobre el que se apoya el cimiento.

B = Ancho del cimiento.

rDr= Sobrecarga que actúa al nivel de desplante.

Nc,Nq ,Nr =Factores de capacidad de carga.

De acuerdo con la teoría en cuestión, Los factores N e, N9 , N 1 dependen del ángulo de fricción interna s del suelo, son adimensionales y se aplican tanto para cimentaciones superficiales, como profundas.

Es común determinar los valores de estos factores gráficamente, para lo cual se usa el gráfico que se muestra en la figura XVII.6.

En esta figura las curvas de trazo discontinuo, proporcionan valores modificados de los factores de capacidad de carga, representados por N ' e, N'9 , N'r Los cuales deberán aplicarse cuand.o se prevea una falla de tipo "local", en contraposición al mecanismo general ilustrado en la figura XVII.5.

NQ r--, ........ Nq U) 11/Í\(r -¡.-.... 1--¡--......_ -- ...... G> ..--'- .... ----... --r-- ', ,N e

'\ o ~Nr r--. ~ 1-- ....... \ (030 1 / N, "-... ~ ~

~ 1 / 0= 44° Nr = 260 :--.... \ 1 '

""........

" \"

1\ l\20 1 0 = 48°, Nr= 780 '

" \ \ \ '/ \. 1

\ l\ 1\1 10° ~\ 'l

' 60 50 40 30 20 20 40 60 80 Valores de N, y Nq Valores de Nr

Figura XVll.6. Factores de capacidad de carga para aplicación de la teoría de Terzaghi.

Según Terzagbi, La falla " local" puede presentarse en materiales arenosos sueltos o arcillosos blandos, cuando la deformación del suelo se incrementa sustancialmente para cargas cer-


canas a la falla, de tal forma que al penetrar el cimiento no logra desarrollar el estado plástico hasta los puntos E y E' del mecanismo general, sino que la falla ocurre a una carga menor en virtud de haberse alcanzado un asentamiento del cimiento de tal magnitud que para fines prácticos equivale a la falla del mismo. La curva L de la figura XVII.? ilustra tal situación.

Figura XVII.7. Curvas de esfuerzo-deformación típicas para mecanismos de faUa general (1) y local (2), según Terzaghi.

Valores de e:. a = o¡- a3

t::.ai óaf 0.0 ~=::-----,__;._--,-..:....-......

0.1

o

0.3 L G

a 3 = Constante

Para el caso en que se prevea la ocurrencia de una falla "local", los factores de carga se pueden obtener afectando los parámetros de resistencia e y el ángulo de fricción 8 del suelo, de acuerdo a lo propuesto por Terzaghi.

2 c'=-c

3 2

tan~ ' = - tan~ 3

Para simplificar las operaciones de cálculo, se entra a las curvas discontinuas de la figura XVII.6 con el valor original de B y se obtienen los valores de N'c, N' q, N'.,. Si se considera que puede ocurrir falla local, la capacidad de carga última está dada por la siguiente expresión:

Las expresiones para determinar la capacidad de carga última, ya sea para cuando se desarrolla el mecanismo general o para cuando se presenta falla local, son para cimientos continuos y de longitud infinita. Sin embargo, para otra geometría de los cimientos, como los cuadrados o redondos, Terzaghi propone las siguientes expresiones:


para zapatas cuadradas

para zapatas circulares:

donde R = radio de la zapata.

Las fórmulas anteriores se refieren a cimientos sujetos a carga vertical y sin ninguna excentricidad.

Algunos criterios que pueden tomarse en cuenta para decidir con que factores trabajar son los siguientes:

Deformación Unitaria en Aplicar los Factores Pruebas Triaxiales

<5% N

>15% N'

De 5% a 15% Interpolar linealmente entre N y N'

Tipo de Suelo Parámetro Aplicar los Factores

Arenas Compacidad relativa < 30% N'

Arcillas Sensibilidad > 1 O N'

En suelos puramente cohesivos y con o =0, los factores que se obtienen de la figura antenor son:

Nc =5.7

Nq = 1.0

N r =0.0

Al sustituir estos valores en la expresión que determina la carga última de acuerdo al mecanismo general se obtiene:

qc =5.7cu +rD1 ....... .. .. .... .. .. .. .. .. .... . (XVIT.6)

Esta expresión suele representarse en términos de resistencia a la compresión simple, qu=2cu dando como resultado:

qc = 2.85qu + yD1 .............................. (XVIT.7)


Teoría de Meyerhof

Como se ha visto anteriormente, la teoría de Terzaghi no toma en cuenta los esfuerzos cortantes que se desarrollan en el suelo que se encuentra arriba del nivel de desplante del cimiento, ya que éste se considera solamente como una sobrecarga flexible y como un medio en el cual puedan propagarse superficies de deslizamiento o desarrollarse resistencia al esfuerzo cortante.

Fue Meyerhof quien desde 1951, realizó importantes contribuciones al problema de la capacidad de carga de los suelos y consideró los esfuerzos cortantes que pueden desarrollarse en el material que se encuentra por arriba del nivel de desplante del cimiento.

De esta forma la Teoría de Meyerhof considera que el suelo que circunda al cimiento por arriba del nivel de desplante, es medio de propagación de superficies de deslizamiento.

El mecanismo de falla que propone esta teoría para el caso de cimientos largos, de longitud infmita normal al plano del papel, se muestra en la figura XVII.8, en la que puede apreciarse la superficie de deslizamiento con la que falla el cimiento.

En este mecanismo propuesto por Meyerbof, la cuña ABB' es una zona de esfuerzos uniformes y puede considerarse en estado activo de Rankine, la zona ABC, limitada por un arco de espiral logarítmica es de esfuerzo cortante radial, en tanto que la región BCDE, es una zona de transición en que los esfuerzos varían desde los correspondientes al estado de corte radial, hasta los de una zona en estado plástico pasivo.

Meyerhof denomina la línea BD superficie libre equivalente, en ésta actúan los esfuerzos normales representados por p 0 y los esfuerzos tangenciales, s0, ambos correspondientes al efecto del material contenido en la cuña BDE.

Con base en ésta teoría, Meyerhof llega a una expresión para determinar la capacidad de carga de cimientos superficiales, cuya estructura matemática es análoga a la de Terzaghi:

Donde po representa los esfuerzos normales que actúan sobre la superficie libre equivalente, los demás elementos tienen los significados antes enunciados.

LA PARTE IZOUIERDA ES SIMÉTRICA

(a)

LA PMTE 121lUIER DoHS SIWETRICA-

o

(b)

FiguraXVll.8. Mecanismos de falla propuestos por Meyerhof.

(a) poca profundidad (b) a gran profundidad


Para cimientos profundos llegó a la siguiente expresión:

qc =eN~+ yD1N~ ............................. (XVIT.9)

La cual, expresa solamente la capacidad de carga en la punta del elemento profundo, sin que se tome en cuenta la fricción lateral en el fuste del mismo. Cabe resaltar que esta expresión es aplicable sólo cuando el pilote penetra en el estrato resistente al menos una longitud

Los valores de los factores de la capacidad de carga Nc, Nq, Ny para cimientos superficiales se muestran en la figura XVII.9, en la misma gráfica se observan los factores para pilotes:

Figura XVll.9. Factores de capacidad de carga según Meyerhof.

Teoría de Skempton

A.W. Skempton realizó una serie de experimentos para determinar la influencia de la profundidad de desplante en el-valor de Nc en suelos puramente cohesivos (figura XVII. lO).


B B ~ 1

O= 0

Figura XVTI.lO. Teoría de Skempton.

En la figura anterior la teoría de Terzaghi considera que ambos cimientos tienen la misma capacidad en cuanto a la influencia de la cohesión, por medio del valor de Nc.

Al respecto, si se piensa que el desarrollo de la superficie de falla será mayor en el cimiento mas profundo, la cohesión trabajará más y en consecuencia le corresponderá un valor mayor deNc.

Tomando en cuenta lo anterior Skempton propuso, para determinar la capacidad de carga de un suelo puramente cohesivo, la siguiente expresión:

qc =eNe + yD1 .. .. ... .. .... .. ... ... .... .. .. (XVIT.10)

Que es análoga a la fórmula de Terzaghi solo que Nc varía con la relación de (D/B) donde D es la profundidad en que el cimiento penetra dentro del estrato resistente y B es el ancho del mismo. Ahora bien, el segundo término de la expresión, (y Dj), debe calcularse tomando en cuenta los diferentes estratos que integran el suelo adyacente en el nivel de desplante, con sus respectivos pesos específicos y su condición natural, sumergido, seco, saturado o parcialmente saturado.

La figura XVII.ll muestra los valores de Nc, tanto para cimientos largos como para circulares o cuadrados. La fórmula puede aplicarse a cimientos superficiales y profundos apoyados en estratos de arcilla.

1 0 ~--------------------~--------------------~ ZAPATAS CUADRADAS Y CIRCULARES

3

RELACION D 1 B

4 5 6

D -B

0.00

0.25

0.60

0.75

1.00

1.60

2.00

2.50

3.00

4.00

4.00

N e CIRCULAR LARGO

6.2 5.1 4

6.7 5.60

7.1 5.90

7.4 6.20

7.7 640

8.1 6.80

8.4 7.00

8.6 720

8.8 7.40

9.0 750

9.0 7.50

Figura XVD.ll. Valores de N e según Skempton, para suelos puramente cohesivos.


Existen otras teorías de capacidad de carga, las cuales se mencionarán para hacer notar que las expresiones respectivas tienen la misma estructura que la expresión de Terzaghi. Lo que hace diferentes los resultados que proporciona cada una de estas teorías, son los distintos valores para Nc, Nq, N 1 , que se obtienen mediante tablas y gráficas que relacionan el ángulo de fricción interna y los factores de capacidad de carga, tal es el caso de la teoría de Bell cuya expresión para determinar la capacidad de carga es:

Que es la misma expresión matemática de Terzaghi, pero cuyos valores de Nc, Nq, N1 se obtienen mediante las curvas de la figura XVII.12.

300

tO 200 en ... tO 100 u Q) 70

Nr N e Uq

-e 50 -e tO 30 -e

·¡:¡ tO 20 ~ tO 10 u Q) 7 -e 5 ... Q 3 tí tO 2 u..

L , ""'

~ , " 1/

j ,;1 1

~ ,. 1/ t/ /

1/ /

1 / /

o 1 o 20 30 40 o 1 o 20 30 40 o 1 o 20 30 40 Angulo de fricción interna, 11

Figura XVTI.12. Factores de capacidad de carga, según Bell.

Por otra parte los valores para Nc, Nq, Ny cimientos cuadrados o circulares se afectan con los factores de la tabla XVII.2:

Tabla XVTI.2. Coeficientes de corrección para los factores de capacidad de carga según Bell.

Cimentación Coeficiente correctivo Coeficiente correctivo para Nc para Ny

Cuadrada

(~ =5) 1.25 0.85

Rectangular 1.12 0.90

Rectangular (~ =2) 1.05 0.95

Circular 1.20 0.70


Otro criterio para determinar la capacidad de carga de cimientos superficiales o profundos, de geometría rectangular, apoyados en cualquier tipo de suelo, es el que propone Brinch Hansen, el cual está dado por la expresión siguiente:

Esta expresión se aplica con factores dados por el propio Hansen los cuales se muestran en la tabla siguiente:

Tabla XVII.3. Factores de capacidad de carga según Brinch Hansen.

Valor del ángulo de fricción, 0 , (0)

Factor o 5 10 15 20 25 30 35 40 45 50

N e 5.1 6.5 8 .3 11.0 14.8 20.7 30.1 46.1 75.3 134 267

Nq 1.0 1.6 2.5 3.9 6.4 10.7 18.4 33.3 64.2 135 319

N., 0.0 0.1 0.5 1.4 3.5 8.1 18.1 40.7 95.4 241 682

El valor del segundo paréntesis del segundo término de la expresión de B. Hansen se considera igual a uno para 0 = 0°.

Bereztzantzev ha propuesto bajo el modelo de Terzaghi factores de capacidad de carga que se pueden obtener de la figura XVII.13. La expresión que se aplica para cimientos profundos ha dado valores que muestran congruencia entre los resultados teóricos y los de pruebas realizadas en modelos a gran escala así como en casos reales.

Los criterios anteriores de Bell, Hansen y Bereztzantzev son ejemplos de modelos que tienen la misma estructura de la expresión de Terzaghi, y como se ha visto, la variación entre ellos se debe a los valores que cada autor le asigna a los factores de capacidad de carga. Nc, Nq, N1.

1000

~ 700 ~ 500

a 3oo

~ 200 "tt

~ 100 ·~ 70 Q. 50 a Q> 30

"tt 20

10 7 5

-f-Nr N. Nt - r-

1 1 1

1 V 1

1/ j

/ 1/

o 1 o 20 30 40 o 1 o 20 30 40 o 1 o 20 30 40

Ángulo de fricción Interna, IJ

Figura XVD.13. Factores de capacidad de carga, según Bereztzantzev.


Factores que influyen en la capacidad de carga

Cargas no repartidas uniformemente

Los casos que pueden presentarse cuando las cargas no están repartidas uniformemente son: la carga aplicada a la zapata es de forma excéntrica, puede estar inclinada o ambas posibilidades. En el primer caso, cuando una carga actúa con una excentricidad e (distancia del eje de aplicación al centro de gravedad de la zapata) figura XVII.14, Meyerhof considera que todo funciona como si la cimentación fuera de ancho reducido igual a:

B' = B-2e

De manera que pueden emplearse las mismas fórmulas que se aplican en los casos en que la carga actúa en el centro de gravedad de la cimentación. Esto es equivalente a que la carga actúe centrada en un ancho menor que el real.

F

e

G

Figura XVII.14. Carga excéntrica. B

Tratándose de un cimiento rectangular, si la excentricidad existe respecto a los dos ejes de simetría, se modificarán tanto el ancho B como el largo L considerando lo siguiente:

8 ' = 8-2 ex

L' =L-2ey

Las dimensiones B' y L' definen el área corregida A ' con la que se determina la carga total que puede recibir el cimiento (figura XVII.15).

Si el cimiento fuera circular, la expresión para obtener la carga total que lo soporta está dada por:

1r·D·D' Qor = ·qc ................................... (XVJI.12)

4 Donde:

o

7r=3.1416

D =Diámetro del cimiento

D'=D-2e

qc = Capacida:d de carga del cimiento


Q • ~Qmín. max.

1 ~ s---.1

:exl ,._.. 1 · -1 e 1

--~ y 1 l ----- --

Figura XVD.15. Clave para considerar la excentricidad. y

Qrnnnnn ~s· ---l

1 L'

X

-

A'=L' X 8'

Para el caso de cargas inclinadas que forman un ángulo con la normal al plano de contacto de la cimentación con el terreno, el propio Meyerhof ha propuesto afectar los factores de capacidad de carga por factores de reducción que se determinan mediante las siguientes expresiones:

Íc = iq = ( 1- 9~0 J.. ........................................... (XVU.13)

i, =(1-; ).. ................................................... (XVll.14)

Este caso se ilustra en la figura XVIT.16. Cuando la carga es excéntrica y a su vez inclinada se suman los casos anteriores (lo cual

es equivalente a superponer los efectos).

F

. ~ Figura XVD.16. Carga inclinada.


Suelos Cohesivos Estratificados

En la naturaleza la presencia de suelos estrictamente homogéneos es poco probable, por el contrario es frecuente que en el subsuelo se tengan diversos estratos que plantean un problema de heterogeneidad.

Al respecto, Button analizó el caso de dos estratos de arcilla, uno sobre el otro, proporcionando una solución aproximada. Esta solución, que se muestra en la figura XVll.17 considera un sistema de dos estratos puramente cohesivos con cohesiones Ct (estrato superior) y c2 (estrato inferior), pudiendo ser que el estrato superior sea el más resistente y el inferior el más débil o también puede tenerse el caso contrario.

Figura XVII.17. Solución de Button para un sistema de dos estratos cohesivos.

10

7

~ ·~ / d/8~02

-~~ I . h ~:; / :e .... : · .· ...... ·.:d · ; d/8=0~ ~ d/8=0.3 :~~·.;::>.:\ ....... f\. .i ~ d/8=0.4

1 Ir. I..JIIII"' .d/8:... ¡;·

9

8

6 ()

71'~ ~~ ///

~ z 5

4

3

2

o

"/ ./h

~~LL: í' c~~r~ ~r;~~

/ o 0.2 0.4 0.6 0.8 1 .0 1.2 1 .4 1.6 1 .8 2.0 2.2 2.4 2.6

C2/ C1

Button proporciona gráficos derivados de correlacionar la relación de cohesiones c2/c1 y la relación d/B donde d es el espesor del estrato superior y B es el ancho del cimiento, en los que se aprecia que cuando un estrato débil subyace a uno más resistente, la capacidad de carga de este último disminuye y de forma inversa cuando el estrato fuerte subyace a uno menos resistente, éste último aumenta su capacidad de carga.

Cuando los estratos no son puramente cohesivos no se tienen soluciones como la anterior y en estos casos se recurre a promediar sus parámetros de resistencia.

Cimientos superficiales en el derrame de un talud

Este caso se ilustra en la figura XVII.l8 , es de aplicación en cimentaciones de puentes y pasos a desnivel y fue uno de los casos estudiados por Meyerhof quien, luego de investigar la influencia que tiene el ángulo de inclinación del talud fJ, el número de estabilidad Ne y la relación D/B en la determinación del factor de capacidad de carga N cq para suelos cohesivos y la influencia de j], el ángulo de fricción interna ~ y la relación DIB en la determinación del factor de capacidad de carga N cq para suelos friccionantes, propuso las siguientes expresiones para determinar la capacidad de carga en cada caso:


Para suelos cohesivos qc = cNcq ( 1 + 0.21 ). ................................... (XVII.15)

Para suelos friccionantes qc = ±rBNrq ( 1- 0.4 ~J.. ........................... (XVII. l6)

donde:

B = ancho del cimiento L = longitud del cimiento

En la figura XVII.18 se presentan los gráficos que permiten obtener los factores de capacidad de carga respectivos.

El valor del número de estabilidad se determina mediante:

yh ( Ne =-..... .. .................... ......... .. ... XVII.17) e

--- D/8=0

- - - - - - D/8= 1

N= :m 1", ANGULO DE FRICCION

' , INTERNA !2i e ---- D/8=0

e - - - - - - D/8= 1 UEF .. - 1 1 ~ 4 1--""+--'"'=h -Pr-+-1

'8"' ~\> 3 1-.P....<:P-i~~ SJ

zs 10 S

1 o

" ~--' ..... ,

!',' ........

-.:' ......

-~

-- r- -

ZJr dJY' r?U 00'" 1Ct

INCLINACION DEL TALUD,~

\

\

'\ \ \ ""'~ ... ,

" ...,40'" '\ ~ ' :)Y"' ..... , 45'"'

~ ..;., :)Y ,, '-.. .. ,

'\.

'

Figura XVll.lS.Factores de capacidad de carga para un cimiento en la ladera de un talud.

Cimientos Superficiales en la Corona de un Talud

Para cimientos en la corona del talud, caso que se ilustra en la figura XVII.19, Meyerhof presenta las gráficas para obtener los factores de capacidad de carga Ncq para suelos cohesivos y N-;q para suelos friccionantes (figura XVII.19).


Como se observa en la gráfica respectiva N cq depende del número de estabilidad Ne, de la inclinación del talud fJ, de la relación DIB y de la distancia al borde del talud b, la cual se expresa ya sea por la relación b/B ó por la relación b/H.

En la gráfica para suelos friccionantes se observa que el factor N-m depende de la relación b/B, del ángulo de fricción interna 0 , de la inclinación del talud fJ y de la relación DIB.

N= ;'!h e

e

0/B=O ___ - _ _ 0/B= 1

Q INC LIN.O.C k:'~ N F TO O E on TALUD ~ ESTABILIDAD

8 Nq 7

6

o

~ 4 ~

3

2

5.53 o 1 2 3 4 5

T H

_L

RELACIÓN b.rB PARA Ne=O Ó , RELACION b.rB PARA Ne>O

400

300

200

~~ 100 50 25 10 5

o

0/B=O 0/8=1

INC LIN.O.C ()N ÁNGULO DE FR k::C ()N DEl TALUD ~ INTERNA ,

1/ 1

J 1 o a qoa

~- - - --f- - - f--- -'"::'""~

20a_,- L,...,..,.. ---::: .. - ...... _,.-

r:-' .r "' 1/,... ......

~ 4Q a,.,.,

/'Ó-a qoa

lOa ~ :.ZU" o a 30a

~~ /~ _ ....

l--30o/ o a 3)D

1/ r'joa [j/V

2 3 4 5 6 ,

RELACION b.rB

Figura XVTI.19. Factores de capacidad de carga para un cimiento en la corona de un talud.

Existe un rango de valores para la distancia b, para los cuales la capacidad de carga ya no se ve afectada por el ángulo de inclinación del talud, de tal forma que la capacidad de carga que se obtiene en estos casos, corresponde a la de un cimiento sobre un terreno horizontal. Esto ocurre cuando la distancia b es de 2 a 6 veces el ancho del cimiento tal como lo sugiere la gráfica para obtener N -,q.


Influencia del Nivel Freático

En la aplicación de las expresiones para determinar la capacidad de carga se debe tomar en cuenta el peso volumétrico del suelo que proporcione la presión efectiva al nivel que se requiera, de esta forma cuando la masa de suelo se encuentra bajo el nivel freático, el peso volumétrico que se hace intervenir en las expresiones antes referidas es el peso volumétrico sumergido r'm, por el contrario si la masa de suelo se encuentra por arriba del nivel freático, el peso volumétrico que interviene es el de la masa del suelo Ym·

Cuando el nivel freático está por arriba del nivel de desplante se aplica el criterio anterior para determinar la sobrecarga yDJ, pero si dicho nivel coincide o se encuentra por abajo del desplante Terzaghi y Peck recomiendan que el término donde interviene N y se afecte del factor 0.5 si el nivel freático se encuentra al nivel de desplante del cimiento, pero si se encuentra a una profundidad mayor o igual que el ancho del cimiento, B, entonces aplicar las expresiones para determinar la capacidad de carga sin afectación por este concepto. En el caso que el nivel freático se presente a profundidades intermedias entre O y B por abajo del nivel de desplante se puede interpolar linealmente entre 0.5 y 1 para obtener el factor correctivo del término en el que Nyes factor.

Campo de Aplicación de las Teorías de Capacidad de Carga

Estas teorías han sido desarrolladas en varios casos para cualquier tipo de cimentación ya sea superficial o profunda, sin embargo, el criterio para utilizar una u otra es la confiabilidad de la teoría en sí, en concordancia con los resultados de sus aplicaciones prácticas. También se toma en cuenta la sencillez de su aplicación.

Bajo este enfoque se proporcionan las siguientes recomendaciones para el cálculo de capacidad de carga en cimientos, de acuerdo a la práctica usual en México:

Para cimentaciones superficiales en cualquier tipo de suelo se aplica la teoría de Terzaghi, la cual se considera muy confiable hasta una profundidadDj:s:; 2B.

Para cimentaciones superficiales o profundas (pilotes y cilindros) desplantadas en arcilla (0=0), se aplica la teoría de Skempton.

Para cimentaciones profundas (pilotes y cilindros) desplantadas en arenas y gravas, se aplica la teoría de Meyerhof.

Capacidad de carga admisible

En el diseño de cimentaciones se trabaja con la capacidad de carga admisible, que representa una fracción de la capacidad de carga que nos proporcionan las teorías antes bosquejadas. Como se recordará, estas teorías proporcionan valores en la falla, de tal manera que si esos esfuerzos fueran comunicados por el cimiento al suelo, éste quedaría en estado de falla incipiente.

Factor de seguridad

En la práctica, la capacidad de carga admisible representada por qa, se obtiene dividiendo la capacidad de carga qc entre un número mayor que uno. A este valor, representado por Fs, se le conoce como el factor de seguridad.


Los valores que se asignan en la práctica al factor de seguridad dependen fundamentalmente de la importancia de la obra, en general se tienen los siguiente criterios:

Tipo de cimentación Análisis de las cargas actuantes Factor de Seguridad

• T ama en cuenta sólo las cargas 3 como mínimo permanentes.

• T ama en cuenta cargas perma- 2 ó 2.5

Superficial nentes y cargas vivas eventua-les.

Análisis de detallado, 1.5

• carga incluye efectos de sismo.

• Análisis de carga muerta y car- 3 Profunda ga viva permanente común en las estructuras

de las vías terrestres.

Cimentaciones en Rocas

En estructuras viales son frecuentes las cimentaciones en roca, y en diversos casos las rocas suelen presentar problemas dignos de consideración, sin embargo en este trabajo solo se hará mención a la forma más común para determinar la capacidad de carga que se realiza cuando se requiera cimentar una obra sobre este tipo de material.

La resistencia de una roca suele determinarse para proyectos de vías terrestres mediante una prueba de compresión simple, de la que se obtiene el parámetro de resistencia e, bajo el supuesto de que la roca es un material puramente cohesivo. La expresión que permite obtener dicho parámetro es:

e=~ ......................................... (XVTI.18)

donde:

e = cohesión en tonlm2

qu = resistencia a la compresión simple en ton!m2

Con este valor, la capacidad de carga de una roca homogénea puede calcularse mediante alguna de las teorías aplicables a suelos cohesivos.

La capacidad de carga a la falla que se obtenga, se afecta de un factor de seguridad igual a 3 para obtener la capacidad de carga admisible.

En el caso de rocas muy agrietadas, las zonas débiles son las que determinan la carga de diseño y el factor de seguridad que se emplea en estos casos es de 5.

En la naturaleza se llegan a encontrar mantos de roca inclinada, si la cimentación llega a darse en una situación de este tipo se corre el riesgo de deslizamiento, sobre todo cuando los estratos rocosos tienen un echado superior a 30°. En la práctica se recurre al escalonamiento del manto o también al anclaje (figura XVIT.20).


SUELO

ANCLAJES Figura XVll.20. Anclaje para prevenir desUzamientos.

Anclaje en cimentación sobre pendiente

Por otra parte, se pueden requerir cimentaciones en taludes en roca, presentándose situaciones de alto riesgo cuando los estratos rocosos tienen un echado hacia el corte o el talud y más aún cundo el relleno interestratos es material plástico, lo cual hace que se tenga un caso de deslizamiento potencial. En estos casos el anclaje ha demostrado ser de utilidad, como lo muestra la figura XVII.21.

Figura XVll.21. Cimentación en talud, con echado desfavorable, ilustrando el uso de banderillas de anclaje.

Asentamientos de cimentaciones

Todo proyecto de cimentación debe acompañarse, además de la capacidad de carga del suelo, de las deformaciones que se estima puedan ocurrir bajo la acción de las cargas que recibe. La cimentación puede fallar por la deformación lenta y sostenida del suelo o por una deformación rápida de pequeña magnitud antes que por un problema de capacidad de carga.

Cimentaciones Superficiales

Asentamientos en suelos cohesivos

Los mecanismos de deformación que gobiernan el asentamiento total de un suelo son: el asentamiento por consolidación primaria, el que ocurre por consolidación secundaria y el que se produce en forma inmediata a volumen constante cuando no existe restricción a la deformación lateral.


El cálculo del asentamiento por consolidación primaria se basa en la teoría de Terzaghi, para lo cual se requiere efectuar pruebas de consolidación unidimensional con flujo vertical.

Para determinar el asentamiento por consolidación secundaria se considera que existe una relación lineal entre la deformación y el tiempo, expresado éste en escala logarítmica; tomando en cuenta lo anterior se defme un grado de consolidación secundaria, como el incremento de deformación vertical correspondiente a un ciclo en la escala logarítmica de tiempos. Con este módulo se está ya en posibilidad de determinar el asentamiento total secundario correspondiente a cualquier tiempo.

De esta forma, para el cálculo del asentamiento total primario se considera que la teoría de Terzaghi pennite una estimación muy cercana a la realidad, con un error del 10 al 15% en arcillas normalmente consolidadas, según observaciones hechas por A.W. Skempton y L.Bjerrum. Estos mismos investigadores indican que la precisión se pierde y se pueden tener errores hasta del 60% (asentamjentos observados menores a los esperados) si se trabaja con arcillas sobreconsolidadas.

Asentamientos en suelos f riccionantes

No existe una teoría totalmente aceptada para determinar los asentamientos en suelos friccionantes, la mayoría de las propuestas se basan en la teoría de la elasticidad. Sin embargo, en las vías terrestres estos métodos no se consideran prácticos en virtud de la dificultad que se tiene para evaluar las características esfuerzo-deformación de los suelos granulares, ya sea en laboratorio o in-situ.

Evaluar el asentamiento de una cimentación poco profunda construida sobre suelos friccionantes es en sí un proceso complicado, sin embargo, se puede determinar la presión de contacto de una zapata que produce un asentamiento máximo de 2.5 cm, en función del ancho B de la zapata y de N, el número de golpes en la prueba de penetración estándar, para tal efecto se emplea la gráfica de la figura XVII.22.

Esta gráfica se aplica cuando se está en el caso de zapatas sobre arenas no sumergidas o cuando el nivel freático se encuentra a una profundidad igual o mayor al ancho del cimiento, B en este caso, respecto del nivel de desplante.

Figura XVII.22. Presión de contacto correspondiente a asentamientos de 2.5 cm (1") para zapatas en arena.

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t; "' '::] (J)

3.0 4.5 6.0

ANCHO DE LA ZAPATA "9" en m.


Debe considerarse que el asentamiento bajo zapatas en arena dependerá en especial de la rigidez que presente el material a los esfuerzos cortantes, la cual a su vez tiene que ver con el confinamiento del material, y de su compacidad.

Como el confinamiento aumenta con la profundidad, la rigidez tendrá un comportamiento análogo, pero el peso específico de la arena sumergida es aproximadamente la mitad del de la arena no sumergida, lo cual implica que el asentamiento de una zapata en arena sumergida será del doble respecto a otra que se desplante sobre una arena no sumergida, ya que la presión de confinamiento en el caso de la arena sumergida está en función de y' m· lo cual deriva en que la rigidez se reduce para efectos prácticos a la mitad.

Cimentaciones Profundas

Asentamientos en suelos cohesivos

En lo que se refiere a los pilotes de punta, se considera que el asentamiento es despreciable si se tiene en cuenta que el estrato de apoyo debe ser lo suficientemente rígido y resistente como para que no se produzcan problemas de asentamientos, sin embargo, no es remoto el caso en el que, subyaciendo al estrato resistente de apoyo, se encuentre un estrato blando susceptible de generar asentamientos debido a los esfuerzos transmitidos desde el nivel de la punta de los pilotes. Para valuar los asentarnjentos en este caso se considera toda la carga de la estructura actuando al nivel de la punta de los pilotes como carga uniformemente repartida en toda el área cargada y se supone una distribución de esfuerzo con la teoría de Boussinesq (figura XVII.23). Este criterio es conservador y no toma en cuenta el efecto de losa que produce el estrato resistente.

Figura XVTI.23. Método para calcular asentamientos bajo pilotes de punta.

Pilotes

L. Suelo Blando

302 ALBERTO RAMÍREZPIEDRABUENA, ADÁN RAMOS BAUTISTA

Cuando se tienen pilotes de fricción o de trabajo mixto la práctica generalizada se basa en la suposición de que toda la carga que transmite la cimentación se apoya en una losa imaginaria flexible situada a cierto nivel dentro de la altura de los pilotes y luego, con la teoría· de Boussinesq, se calcula la distribución de esfuerzos que la losa genera desde el nivel seleccionado hacia abajo.

Terzaghi y Peck han propuesto que, para calcular la distribución de esfuerzos, la losa imaginaria se supone a una profundidad igual a 2/3D, donde D es la longitud total de los pilotes.

Otras propuestas para ubicar la losa imaginaria se refieren a casos en que los pilotes se hincan en arcilla suave y se apoyan en un estrato de arcilla más firme, en tal caso la losa se localiza al nivel de la punta de los pilotes; cuando estos se hincan en un manto de arena que descansa sobre un estrato de arcilla suave, la losa imaginaria se ubica al nivel del terreno natural (figura XVII.24).

'/ Losa

,-e: imaginaria' flexible ~

f

/ ' r

; •• ....J. Distribución de esfuerzos normales verticales según Boussinesq

a) Pilotes de fricción en arcilla homogénea suave

b) Pilotes de fricción en arcilla suave subyacida

por arcilla muy dura

e) Pilotes de fricción en arena subyacida por arcilla suave

Figura XVII.24. Hipótesis para calcular la distribución de esfuerzos bajo grupos de pilotes de fricción.

Asentamientos en suelos friccionantes

Difícilmente podrán generarse asentamientos en el caso de pilotes de punta que se apoyan en un estrato de arena lo suficientemente rígido.

La mayoría de los cálculos de asentamientos de grupos de pilotes en arena se basan en la extrapolación de los resultados de pruebas de carga de pilotes individuales, como ejemplo se tiene la relación empírica propuesta por Skempton, la cual hace intervenir la relación de asentamiento y el ancho de la cimentación, donde el primer concepto se refiere al cociente que resulta de dividir el asentamiento esperado para el grupo de pilotes entre el asentamiento determinado para un pilote individual mediante una prueba de carga in situ o con una prueba de placa (figura XVI1.25).

En vías terrestres no suele evaluarse el asentamiento de un grupo de pilotes en arena en virtud de que en caso de que éste se presente, su valor es muy pequeño y ocurre en forma instantánea durante la construcción.


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O Grupo de pilotes

O Zapatas aisladas

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,. Figura XVII.25. Curva empírica para calcular asentamientos de grupos de pilotes en arenas.

Ejemplo del diseño de la cimentación de un puente carretero

Todo estudio de cimentación deberá proporcionar al proyectista la siguiente información:

• Tipo de cimentación. • Profundidad a la que deberá desplantarse la cimentación. • Capacidad de carga admisible. • Estimación de los asentamientos. • Procesos constructivos.

Para ejemplificar lo anterior a continuación se presenta el diseño de la cimentación del puente "Río Presidio Auxiliar", localizado en el Km 23+735 de la Autopista Tepic-Mazatlán, tramo Entronque San Bias-Villa Unión-Entronque Aeropuerto Mazatlán, con origen en Mazatlán, Sinaloa (Subdirección de Geotecnia de la Dirección General de Servicios Técnicos de la SCT).

En esta obra la exploración y muestreo consistió en cuatro sondeos continuos de penetración estándar e hincado de tubos Shelby, los cuales se efectuaron basta una profundidad máxima de 21.15m obteniéndose muestras alteradas representativas e inalteradas. El nivel de aguas freáticas se localizó en cada sondeo, variando las profundidades de 3.30 m hasta 7.61 m.

Las muestras fueron enviadas al laboratorio donde se les efectuaron las pruebas de clasificación manual, contenido de agua, límites de plasticidad, granulometria, compresión triaxial rápida y consolidación unidimensional. Con los resultados obtenidos se determinó el perfil estratigráfico del cruce (figura XVII.26), a partir del cual es posible identificar los niveles en los que puede desplantarse la cimentación y en consecuencia obtener la capacidad de carga respectiva. Es importante considerar la socavación total que puede ocurrir en cualquier cruce que se esté estudiando, pues muy frecuentemente es la condición que fija la profundidad de desplante mínima, en consecuencia la socavación deberá investigarse rutinariamente, con el objeto de prever una falla de la cimentación.


El estudio de la cimentación del puente presenta dos alternativas de acuerdo a las características estratigráficas que se tienen en la zona y tomando en cuenta que la socavación total se prevé de 0.60 m para un gasto hidráulico Q= l 000m3/seg y una velocidad de la corriente de V= l.5 m/seg. Para la alternativa I, en la que se recomienda una cimentación superficial, se determinó que la profundidad a la que deben desplantarse los cimientos es variable según lo siguiente:

Km Profundidad de desplante Tipo de material

23+650 al 23+680 + 8.00 Arcilla de alta plasticidad con gravillas aisladas y raicillas,

23+680 al 23+ 750 + 6.00 café a café claro, de firme a duro.

23+ 750 al 23+820 + 7.00

Figura XVII.26. Descripción del material según los sondeos.

En este rango de profundidades de +6.00 m a +8.00 m, el número de golpes obtenidos en la prueba de penetración estándar varía de 16 a 40 lo cual le da a la arcilla (CH) una consistencia de muy firme a dura, e indica que la competencia del estrato para desplantar la cimentación propuesta es apropiada.

Una vez determinada la profundidad de desplante y conocido el tipo de suelo donde se desplantará la obra, se recurre a las pruebas de laboratorio para obtener los parámetros que permitirán determinar la capacidad de carga respectiva.

En este caso se obtuvo para el suelo de desplante de la prueba de compresión triaxial rápida:

c= l O ton/m2, ym = 1.5 ton!m3

, y'm = 0.5 ton!m3

aplicando la expresión de Skempton:

para determinar Nc se tiene la relación % con cuyo valor en la gráfica XVII.ll se obtiene:

D = 6.0 Por lo tanto Nc= 7.0

B= 3.0

Considerando un factor de seguridad igual a tres se tiene:

10x7 qc = --+0.5x3.0=24.8 ton/m2

3 qc = 25 ton/m2

CAPACiDAD DE CARGA DE LOS SUELOS 305

En la alternativa II se propone una cimentación profunda, mediante pilotes de concreto reforzado, colados en el lugar, de 1.20 m de diámetro, los cuales se propone desplantarlos a profundidad variable según lo siguiente:

Km Profundidad de Desplante Tipo de Material

Arena con gravas y gravillas,

23+650 al 23+ 750 -3.00 café claro a café amarillento, compacta a muy compacta (SC)

Arena arcillosa con gravillas 23+ 750 al 23+820 -1.00 aisladas, café claro, muy com-

pacta. (SC)

En el rango de profundidades de -3.00 a -1.00 el número de golpes obtenidos en la prueba de penetración estándar fue mayor o igual a 50, lo cual le da a la arena una compacidad relativa de compacta a muy compacta. Lo anterior permite considerar a estos estratos como competentes para desplantar la cimentación propue.sta.

Una vez determinado el estrato resistente para apoyar los pilotes propuestos obtenemos la capacidad de carga respectiva.

Aplicando la expresión de Meyerhof, para cimientos profundos:

qc =eN~ + yD1N~ ............ ... .. .. ... .. .. ... (XVII.9)

considerando c=O, la capacidad de carga de los pilotes de punta se determina mediante la expresión:

Las características de la arena donde se desplantarán los pilotes son las siguientes:

Los pilotes tienen un diámetro representado por B de 1.20 m y la profundidad que penetran dentro del estrato resistente simbolizada por Ds=2.50 m.

La relación Ds!B y el ángulo 0 permiten obtener el valor de N'q al ubicarlos en la gráfica mostrada en la figura XVII.9, de esta forma:

Q8 = 2.50 =2.1 y r/J= 36o B 1.20

por lo tanto:

N'q = 80


Considerando el NAF = 3.30 m y las propiedades de la arcilla de alta plasticidad que sobreyace al estrato resistente se tiene:

Y m= 1.5 ton/ m3 ~ y'm = 0.5 ton/ m3

qu = (1.5x3.3+0.5x3.6+0.5x5.6+0.8x0.70+0.8x1.8)80 =924m3

La capacidad de carga en ton/pilote se obtiene considerando el área de la base del pilote:

Ab= área de la base del pilote= 1t r2 = 3.1416*(0.6)2 = 1.13 m2

qc = 924x1.13 = 1044.12 ton/pilote

En un caso como el que se analiza, en el que se tiene una cimentación profunda con pilotes de punta, alojada dentro de una estratigrafía en la que por arriba del estrato resistente se tiene un manto compresible, debe preverse el fenómeno de fricción negativa que puede presentarse por algún proceso de consolidación inducido, que en el caso de vías terrestres puede darse por el efecto del peso de los terraplenes de acceso.

Cuando el suelo baja en cimentaciones con pilotes de punta, parte del peso de ese suelo que actúa sobre el estrato resistente se alivia, esta reducción de la presión efectiva disminuye la resistencia al esfuerzo cortante y la capacidad de carga de dicho estrato.

Tomando en cuenta lo anterior determinamos el valor de la fricción negativa con la siguiente expresión:

Por lo tanto:

considerando un Fs= 2.5

Fn =nC11L ·p

n =1

C11

= !Oton / m2

LP = 12.50m =longitud del pilote

p = 1r xD = 3.1416xl.20 = 3.77m

Fn = 1 Ox12.50x3.77 = 471.24ton

q101 = 1044.1-471.24 = 572.86ton

572.86 229 1 ·¡ qad = = .1ton pz ote

2.5 q ad ~ 230ton 1 pilote

Para las excavaciones en la Alternativa I, se recomiendan los taludes de Y2 : 1 cuando se trabaje por arriba del NAF y de 1:1 cuando se trabaje bajo este nivel (tabla XVII.4).

TIPO DE MATERTAI.

Arenas limou,s y Hmo.s rnt>)' compar.tos (tcpct>tc).

:\rtitl~s poco arenos:.o; firuoes (h<.>mogéne•s) .

t\r•·etl:t~ n\ll)' ~Uit\'C'S cxpan~ );;\'::!:-. y cnm¡lrcsil.>lc.s.

Caolín producto de b in· tempcrizadón de gr:mltos o diorilas.

Arenas limpias poto o n~da compaclas.


TALUD RECOMEJ\DABJ.E

Hasta 5 m De !i a 10m Dt: 10 a 15m Mayor de 15m

\ . '"U, / ,=--=-r L11 rf' ~4 ,v V4J ! 1 M

/ ~ _i/ 1 _1_

~~ k?1--\~ \~-· l. _....,...,. ~,- 1

" , . , H

L;r: _,-· -.::;- ~ H 1 ,,/' I.S:I l 1 ,' l H ' j_ j_ 1 , . . ..l. .· . .

Su ~ngu!o de frlcdón inttrna con banquet3 de 1.00 m en la b;ae.

9' La consnuc(.i6n dt la bcrma rcquc,riri de un::. conarapcnclicmc t.Qn objeto eJe drenar el •guo por medio de cune~>• que tlebcr:ln ser impcrmtabtc::s. pues .si 110 lo 50n se podri~ temer una filtución que ponclrla en pl'ligro la p.1ttc in lt'Tior del rorte al e.tabk<tt<c una superf-icie tlc falla ocaslonada por f.l disminución de la reslJ·. tenda al e\luerio cortant~ dH material por efecto ciC" Ja íiltración.

OBSERV.I\CIONES

Otscopctar· JQ llllrte su pc;rio1 surha

Des.cnpt:l:tr 1: 1 13 p;ute ¡,,. temJ~rin•l;a, Si C:"ÍSié! th_•jo e{(' a;;u:1 pnwurar sulxlrcnajl!".

.. P::u ., c<Jncs m:~yore:\ ele 1;, m pro~ cctar herma a la milo.d ere ht ;¡Jtur:a ()ic;n drcn:HI.l

Cuhtic c.:on p:~ro el caluci p=·•·a ('()rtCS nt:t)ore~ dl" 8 m pro}·ccl.lr herma de 6 lll

bien t.lrc.:nada. (al!ura m~•imn W ril)

Cuhrir 1~ taludc., cnn pasro.

Tabla XVll.4. Taludes recomendables para diferentes tipos de suelos.

En el caso de la Alternativa ll se recomiendan excavaciones estabilizadas con lodo bentonítico. En la alternativa 1 se determina el asentamiento de la estructura para lo cual se aplica la fórmula general de asentamiento:

S=mv ·l:J. p·H

Donde el coeficiente de variación volumétrica mv=0.0185 cm2/seg, valor obtenido de las curvas de compresibilidad de la prueba de consolidación unidimensional.

D. p = 0.27 kg 1 cm2 y H=4.00 m.

por lo tanto:

S=0.0185 x 0.27 x 400 = 2.00 cm

En cuanto a los terraplenes de acceso se anticipa que tendrán una altura máxima de 7.5 m y se prevén asentamientos del orden de 5 cm.


En conclusión:

Alternativa I

De acuerdo a las características estratigráficas y topohidrául icas del sitio en estudio, para la cimentación de la estructura en proyecto se recomienda:

Cimentación de tipo superficial mediante zapatas corridas.

Desplantar a profundidades variables en las elevaciones siguientes: +8.00 m del Km 23+650, + 6.00 m del Km 23+680 al Km 23+750, + 7.00 m del Km 23+750 al 23+820.

Capacidad de carga admisible para fines de diseño: 25 ton/m2.

Las excavaciones podrán efectuarse con taludes Y2: 1, cuando se trabaje sobre el nivel de aguas freáticas y con taludes 1: 1 cuando se trabaje bajo dicho nivel, previo abatimiento de éste mediante un sistema de bombeo convencional.

Los asentamientos calculados de la estructura, serán del orden de 2 cm inmediatos en su mayor parte.

No se tendrán problemas de estabil idad en los terraplenes de acceso, los cuales se anticipa tendrán una altura máxima de 7.5 m en ambas márgenes. Se prevén asentamientos totales de esos terraplenes del orden de 5 cm.

Alternativa JI

Cimentación profunda, mediante pilotes de concreto reforzado colados en el lugar 1.20 m de diámetro.

Desplantar a profundidades variables, en las elevaciones siguientes: -3.00 m del Km 23+650 al Km 23+750, -1.00 m del Km 23+750 al Km 23+820.

Capacidad de carga admisible para fines de diseño, de 230 ton/pilote.

La separación entre pilotes deberá ser de 2.5 veces su diámetro, medida centro a centro de los mismos.

Excavaciones estabilizadas con lodo bentonítico de las siguientes características:

Densidad: 1.1 ton!m3

Viscosidad: Marsh: 30 a 60 seg

Viscosidad: Plástica: 1 O a 25 centipoises

Filtración: menor de 20 cm3 de agua

Contenido de arena: menor a 3%


Los asentamientos calculados· de la estructura serán del orden de 3 cm, inmediatos en su mayor parte.

No habrá problemas de estabilidad en los terraplenes de acceso, los cuales tendrán una altura máxima de 7.5 m en ambas márgenes. Se prevén asentamientos totales de estos terraplenes del orden de 5 cm.

LABORATORIO DE GEOTECNIA

INTRODUCCIÓN

Los grandes avances de la Geotecnia siempre han sido acompañados por el desarrollo de los equipos y métodos de exploración, muestreo y ensayos de laboratorio; éstos son complementarios entre sí, pues las técnicas y calidad de las pruebas de exploración y muestreo influyen decisivamente en los resultados obtenidos por el laboratorio, siendo éste el único medio de obtener las propiedades de los materiales involucrados (suelos y rocas), prever su comportamiento y reproducir los fenómenos a escala bajo condiciones controladas o similares al lugar de estudio.

Lo anterior define bien la filosofia del laboratorio de Geotecnia, pero las actividades de campo (directas o indirectas) son de vital importancia para el geotecnista, los trabajos de campo directos son inevitables y siempre previos a los ensayes y pruebas de laboratorio (campaña de exploración, muestreo y reconocimiento geológico), así como los trabajos de campo indirectos, que pueden ser previos o alternados con los trabajos de laboratorio (campaña de pruebas geofisicas y/o levantamiento geológico) y cuya realización estará en función de la magnitud e importancia del proyecto en cuestión. Todas las pruebas de campo y laboratorio proporcionarán al geotecnista información, parámetros y criterios de diseño que, sumados a la experiencia, arrojarán los resultados esperados en el proyecto.

Todo lo anterior será siempre verificado y complementado con las observaciones de campo; esto a su vez sirve de acervo experimental y curricular al proyectista o equipo de trabajo para posteriores proyectos.

Este trabajo pretende dar las bases para la utilización de un laboratorio de Geotecnia, es decir, proponer un manual de prácticas cuyos resultados sean útiles para lograr proyectos ingenieriles más seguros y económicos. Así mismo, se busca dar al estudiante o investigador interesado la información necesaria para el uso correcto del equipo, sin limitarlo a las prácticas propuestas, de manera que se promueva por cuenta propia la investigación en el laboratorio.

Las prácticas de Geología, Mecánica de Rocas y Mecánica de Suelos, darán al Geotecnista una visión más amplia de los materiales con los que está trabajando, así como de su comportamiento ante el medio que los rodea.

La elaboración de este manual, supervisada por el autor, estuvo a cargo de estudiantes de la Especialización en Geotecnia de la FES Acatlán, los ingenieros Óscar Alejandro Cordero Realme, Amanda Garduño Gallo, Fernando H. Juárez Rodríguez, Xavier E. Osorio Muñoz, Luis E. Pérez-Ortiz Cancino y Jorge Rodríguez Valdez, quienes lo desarrollaron como un proyecto

314 JOSÉ MARÍA CHÁVEZAGUJRRE

apoyado por el PITID (Programa de Iniciación Temprana a la Investigación y a la Docencia) de la UNAM. El lng. Adán Ramos Bautista, también egresado de la Especialización en Geotecnia, se encargó de la revisión y actualización del texto.

INTRODUCCIÓN

CAPÍTULO XVIII LABORATORIO DE GEOLOGÍA

La Geología Aplicada a la Ingeniería es una parte de la ciencia geológica, cuya finalidad es la investigación dirigida o enfocada hacia la construcción de obras civiles en distintas etapas (Gran Visión, Básica, Prefactibilidad, Factibilidad, Preconstrucción y Construcción). Respecto a su laboratorio, las pruebas están bien definidas y por medio de ellas se obtienen de manera cualitativa las propiedades geológicas de las rocas y suelos en estudio.

La finalidad del Laboratorio de Geología es la de familiarizar a los estudiantes de Geotecnia, o de disciplinas afmes, con los conceptos geológicos fundamentales con un enfoque práctico, de manera que reafirmen los conocimientos adquiridos en el aula para canalizarlos objetivamente hacia una aplicación práctica.

PRÁCTICA l. Recopilación y uso de datos Geológicos

OBJETIVO. El alumno identificará la necesidad de recabar información y de contar con datos geológicos, los cuales formarán parte de un buen estudio geológico para obras civiles.

ANTECEDENTES. El profesor de la asignatura señalará los datos y estudios geológicos que requiere todo tipo de obra civil.

DESARROLLO. En esta práctica se pretende que el alumno adquiera las habilidades necesarias para recabar los datos básicos requeridos en los estudios geológicos, empleando la brújula (Brunton) para obtener el rumbo y echado o buzamiento de las estructuras, capas o estratos. Esto se puede realizar dentro del laboratorio, utilizando modelos tridimensionales que representen diversas estructuras geológicas. Esta práctica se complementará y ejecutará con la primera práctica de campo.

PRÁCTICA 2. Identificación de Minerales

OBJETIVO. El alumno identificará las principales propiedades físicas de los minerales, así como las pruebas que sirven para identificarlas.

316 JOSÉ MARÍA CHAVEZ A GUIRRE

ANTECEDENTES. En los cursos de Geología, tanto de Licenciatura como de la Especialidad en Geotecnia este tema es tratado como parte del capítulo de formas de identificación de minerales y rocas.

DESARROLLO. Para el desarrollo de las pruebas, en esta práctica se deberá contar con una colección de distintos minerales, los conocimientos adquiridos se aplicarán durante las salidas al campo.

Reactivos Análisis

Químico Espectrometría

IDENTIFICACIÓN Prueba del soplete

DE Densidad Pruebas

MINERALES Dureza

Y ROCAS Físicas

Resistencia

Examen Preparación de láminas

Petrográfico Identificación al Microscopio

La materia está formada aproximadamente por 100 elementos, pero el 99% de esta materia está constituido por los 30 elementos más ligeros, incluyendo a todas las rocas. Es sabido que los minerales son los constituyentes de las rocas y no obstante que se conocen alrededor de 2 000 tipos distintos, sólo algunos son los formadores principales de cualquier tipo de roca.

Para la identificación de los minerales se consideran sus propiedades fisicas: forma cristalina, dureza, peso específico, crucero, color, raspadura y fractura, entre otras.

Forma Cristalina. Cada mineral presenta una forma cristalina característica, producto de su estructura y arreglo molecular.

Dureza. Es el índice de resistencia que opone un cuerpo sólido a la distracción de su estructura. En la práctica, se dice que un mineral es más duro que otro cuando el primero raya al segundo (figura XVIII.l ). Para ello existe una escala o patrón de dureza conocido como escala de Mohs, para la cual se escogieron diez minerales, de menor a mayor dureza con capacidad de rayar o ser rayados: l. talco, 2. yeso, 3. calcita, 4. fluorita, 5. apatito, 6.ortoclasa, 7. cuarzo, 8. topacio, 9. corindón y 1 O. diamante; de modo que a manera de ejemplo, el cuarzo raya la ortoclasa pero no raya al topacio; y a nivel comparativo la uña tiene un índice de 2.5, el vidrio de 5.5 , un cuchillo de buen acero de 6.5 y una lima para metales poco más de 7. La dureza de micropartículas puede ser medida bajo el microscopio, mediante su resistencia a la indentación. La técnica utiliza un indentador Vickers, que consiste en un diamante tallado en forma de pirámide de base cuadrada. La medición de la microdureza da por resultado un número (VI-IN) característico de cada material. Siempre existe una relación entre este valor y la escala de dureza Mohs, de acuerdo a la expresión: log VHN = 2,5 * log Mohs + .

LABORATORIODEGEOLOGÍA 317

Figura XIII. l. Dureza de los minerales.

Lustre. Es la forma en que un mineral se ve a la luz reflejada. Hay varias clases de lustre : metálico, adamantino, vítreo, resinoso, aperlado y sedoso.

Crucero. Es la tendencia de un mineral a romperse conforme a direcciones preferentes, a lo largo de superficies planas, siguiendo planos de debilidad que son consecuencia del arreglo interno de sus átomos.

Color. Se usa en ciertas distinciones de carácter general. Por ejemplo, los minerales ferrosos generalmente son obscuros.

Raspadura. Es el proceso de pulverizar un mineral y el color del material producto de la raspadura presenta en la mayoría de los casos color distinto al del mineral original.

Además de la observación de las propiedades fisicas de los minerales, la práctica se complementa con la distinción de los grupos de minerales: silicatos, óxidos, sulfuros, carbonatos, sulfatos y los elementos nativos.

Los resultados de las pruebas se incluirán en el formato "Identificación de Minerales" que se presenta a continuación:

u FES ACATLÁN

a ALUMNO:

ESPECIALIDAD EN GEOTECNIA PROFESOR:

LABORATORIO DE GEOLOGÍA PRÁCTICA: F . ,

IDENTIFICACIÓN DE MINERALES

MUESTRA FORMA

DUREZA LUSTRE CRUCERO COLOR RASPADURA FRACTURA CRISTALINA

1

2

3

4

5

6

7

8

9

10

11

12

OBSERVACIONES: ·

LABORATORIO DE GEOLOGÍA 319

PRÁCTICA 3. Identificación de Rocas Ígneas

OBJETIVO. El objetivo de esta práctica consiste en determinar el tipo de roca ígnea en forma visual con base en la apreciación de su textura y mineralogía.

ANTECEDENTES. Los tres principales grupos en que se dividen las rocas, son tratados en el curso de Geología de la Licenciatura en Ingeniería Civil, y en la Especialización en Geotecnia de la FES Acatlán, por lo que el estudiante debe estar ya famjliarizado con el tema.

DESARROLLO. Los minerales primarios, por ser los mas abundantes, son los que dan nombre a las diferentes clases de rocas ígneas: minerales no máficos (feldespatos, plagioclasas, feldespatoides y cuarzo), y minerales máficos (piroxenos, anfiboles, micas y olivino).

La estructura es un rasgo macroscópico observable a simple vista y se refiere a: lineamientos, bandeamientos, estratificación, vesicularidad y gradación granulométrica.

La textura es el acomodo de los minerales y de sus relaciones mutuas. Se debe a características observables al microscopio con incidencia en el aspecto megascópico. Para precisar la textura deben definirse tres características fundamentales.

• Granularidad

• Cristalinidad

• Fábrica

La granularidad es de dos tipos:

Afanítica: El tamaiío de los granos fluctúa entre los 0.5 mm y las 10 micras (J.t).

Fanerítica: El tamaiío de los granos es mayor a 0.5 mm.

La cristalinidad se refiere al grado de cristalización de una roca y se determina conforme a la relación entre las cantidades de cristal y de vidrio.

La fábrica se refiere a la forma o desarrollo de las caras de los cristales del mineral y a las relaciones existentes entre los diversos compuestos de la roca.

Los resultados de esta práctica se archivarán en el formato "Identificación de Rocas Ígneas":

ti FES ACATLAN

a ALUMNO:


LABORATORIO DE GEOLOGfA PRÁCTICA: '

IDENTIFICACIÓN DE ROCAS ÍGNEAS

CARACTERISTICAS DE LA MUESTRA: ESQU I

LOCALIZACIÓN, BARRENO O POZO: A SIMPLE VISTA PROFUNDIDAD:

No. DE MUESTRA:

CARACTERISTICAS DE LA MUESTRA.:

COLOR:

ESTRUCTURA:

TEXTURA:

GRANULARIDAD: CRISTAL! NI DAD: FÁBRICA:

COMPOSICION MINERALOGICA:

ORIGEN DE LA MUESTRA: OBSERVACIONES

CLASIFICACION:


PRÁCTICA 4. Identificación de Rocas Sedimentarias

Las rocas sedimentarias abarcan el 80% de la corteza continental y el 1 00% de las cuencas oceánicas (alcanzándose en estas áreas espesores desde unos cuantos metros hasta 30 kilómetros). El volumen total de la corteza terrestre es en 11% sedimentario.

OBJETIVO. El objetivo de esta práctica consiste en identificar el tipo de roca sedimentaria en forma visual con base en la apreciación de su textura y mineralogía.

ANTECEDENTES. Los tres principales grupos en que se dividen las rocas sedimentarias son tratados en los cursos de Geología de la Licenciatura en Ingeniería Civil y de la Especialización en Geotecnia, por lo que el estudiante debe estar ya familiarizado con el tema.

DESARROLLO. Las rocas sedimentarias se clasifican en tres grupos:

• Detríticas: conglomerados, areniscas, limolitas y lutitas.

• Químicas: calizas, dolomías y evaporitas.

• Biogénicas: coquinas.

La arcilla, el cuarzo y la calcita son los minerales más importantes en estas rocas, las cuales, en su mayoría, son una mezcla de dos o más elementos.

La textura se define como la constitución de una roca determinada por el tamaño, la forma, orientación de las partículas y el grado de cristalización de la materia. Es un rasgo microscópico y es de dos tipos: Clástica y No Clástica.

La estructura de una roca sedimentaria es un rasgo macroscópico cuyo estudio se realiza en los afloramientos o con muestras de mano. Con los datos obtenidos se llenará el formato "Identificación de Rocas Sedimentarias":

u FES ACATLÁN

a ALUMNO:


LABORATORIO DE GEOLOGÍA PRÁCTICA: . -

IDENTIFICACIÓN DE ROCAS SEDIMENTARIAS

CARACTERISTICAS DE LA MUESTRA: ESQU

LOCALIZACIÓN, BARRENO O POZO: A SIMPLE VISTA PROFUNDIDAD:

No. DE MUESTRA:


COLOR:

ESTRUCTURA:

TEXTURA:

TAMAÑO: FORMA: ORIENTACIÓN: CRISTALIZACIÓN:

COMPOSICION MINERALOGICA:


CLASIFICACION:


PRÁCTICA 5. Identificación de Rocas Metamórficas

OBJETIVO. El objetivo de esta práctica consiste en identificar el tipo de roca metamórfica en forma visual, con base en la apreciación de su textura y mineralogía.

ANTECEDENTES. Los tres principales grupos en que se dividen las rocas metamórficas, son tratados en los cursos de Geología de la Licenciatura en Ingeniería Civil y de la Especialización en Geotecnia, por lo que el estudiante ya debe estar familiarizado con el tema.

DESARROLLO. Una roca metamórfica, al igual que los otros dos tipos de roca, se clasifica con base a sus rasgos texturales y mineralógicos. Las texturas que pueden presentar las rocas metamórficas desde el punto de vista intergranular son tres:

• Relicta. es aquella en la cual los efectos del metamorfismo no fueron lo suficientemente intensos como para borrar los rasgos texturales de la roca original o protolito, siendo aún distinguible la textura ígnea o sedimentaria. En este caso la clasificación de la roca será igual al nombre del protolito pero agregándole el prefijo "meta". Por ejemplo metabasalto, metaconglomerado, metacaliza, etcétera.

• Tipomórfica. Es la textura que presenta una roca metamórfica debido al proceso de deformación al que se vio sometida. Se subdivide en dos grandes grupos:

Equigranulares: Tamaño de los cristales similar, foliadas o no foliadas, según exista o no orientación de los cristales.

Inequigranulares: Tamaño de los cristales variado, o cristales bien desarrollados en una matriz fina que puede ser foliada o no.

• Sobreimpuesta. Aquellas rocas en las que es posible diferenciar varios periodos de deformación.

Otros rasgos texturales intergranulares son el bandeamiento y la alineación de ciertos mjnerales.

Los datos obtenidos durante la práctica se vaciarán en el formato "Identificación de Rocas Metamórficas":

FES ACATLÁN

ESPECIALIDAD EN GEOTECNIA

LABORATORIO DE GEOLOGfA

ALUMNO:

PROFESOR:

PRÁCTICA: F

IDENTIFICACIÓN DE ROCAS METAMÓRFICAS

CARACTER STICAS DE LA MUESTRA: ES QUE

LOCALIZACIÓN, BARRENO O POZO: PROFUNDIDAD: A SIMPLE VISTA No. DE MUESTRA:


COLOR:

ESTRUCTURA:

TEXTURA:

TAMAÑO: FORMA: ORIENTACIÓN: CRISTALIZACIÓN:

COMPOSICION MINERAL GICA:


CLASIFICACION:


PRÁCTICA 6. Uso del Microscopio Polarizan te

OBJETIVO. El objetivo principal es poner en contacto al estudiante con una de las herramientas fundamentales del geólogo: el microscopio polarizante, el cual es necesario para la identificación y clasificación de suelos, rocas y minerales.

ANTECEDENTES. El microscopio es indispensable en cualquier laboratorio de Geología; en la Especialización en Geotecnia de la FES Acatlán se cuenta con uno de estos equipos.

DESARROLLO. El microscopio polarizante se emplea universalmente para examinar los minerales transparentes. Se utiliza para estudiar granos minerales, rocas y otros cristales. Es particularmente utilizado para determinar las propiedades ópticas de los cristales individuales o agregados y en la interpretación de texturas y relaciones varias de las sustancias naturales o artificiales, tal y como aparecen en las secciones delgadas.

El sistema de lentes se parece en muchos aspectos al de los microscopios compuestos comunes, pero tiene varias modificaciones que incrementan su utilidad para el estudio de los minerales. Las características más distintivas son los dispositivos polarizante y analizador, situados respectivamente debajo y encima de la platina. Otros elementos característicos son la platina giratoria, la lámina de yeso, la cuña de cuarzo y el compensador.

Tal como se emplea en el examen de los minerales, utiliza indistintamente luz polarizada y luz con planos de polarización cruzados. Para la inspección ordinaria hay un artificio pelarizador inferior, colocado bajo el condensador, y el artificio polarización superior se deja a un lado, fuera de uso. Para el examen entre planos cruzados, se intercalan en el eje óptico placas polarizantes opuestas o nícoles cruzados en ángulo recto.

El microscopio polarizante puede utilizarse para observación ortoscópica o conoscópica. La primera proporciona una imagen virtual con un campo plano del objeto sobre la platina del microscopio, los minerales pueden examinarse con luz polarizada simple o con los nícoles cruzados. La observación conoscópica capta las figuras de interferencia, que representan un efecto óptico originado por el paso de la luz a través de los cristales individuales; estas figuras se forman en el plano focal posterior del objetivo.

Para obtener los mejores resultados, es importante regular la luz que entra en el microscopio con respecto al sistema óptico, sin considerar la fuente de iluminación empleada.

Las diferentes partes del microscopio polarizante se muestran en la figura XVIII.2.

326 JOSÉ MARÍA CHAVEZ AGUJRRE

)oculares

Figura XVITI.2. Partes de un Microscopio Polarizante Carl Zeiss.

6.1. Partes de un microscopio polarizante.

El ocular: se encuentra suelto en el extremo superior del tubo. La señal grabada, por ejemplo 12.5x, indica el aumento individual del ocular. Esta cifra, multiplicada por el coeficiente de aumento del objetivo proporciona el aumento total del microscopio.

El tubo: es intercambiable y existe también para observación monocular, con desviación de los rayos. Se retira fácilmente soltando el tornillo de sujeción y apretando el tubo contra un resorte en dicho tornillo.

El revolver: como cambiador de objetivos.

Denominación de los objetivos: Plan 40 0.65 160 0.17 significa, por ejemplo; objetivo planocromático con coeficiente de aumento 40, apertura numérica 0.65, calculada para una longitud mecánica del tubo igual a 160 mm y un espesor del cubreobjetos de 0.17 mm.

Platina: en la figura XVIII.2 se muestra el modelo circular graduado.

Palanca del diafragma iris: también conocido como condensador o de apertura.


Condensador: la posición adecuada se obtiene subiéndolo casi hasta el tope.

Palanca para retirar el lente frontal del condensador de la trayectoria de los rayos, para iluminar campos mayores del objeto.

Tornillos para centrar el condensador: cada marca de microscopios cuenta con sus propias reglas para centrar el condensador.

Soporte rebatible para filtros de 32 mm de diámetro.

Soporte rebatible con lente auxiliar centrable.

Piñón del enfoque de precisión; en los microscopios estándar es girable ilimitadamente, en otros microscopios sólo entre dos topes fijos.

Portadiafragmas con diafragma iris de campo luminoso.

Pie con lámpara incorporada de bajo voltaje 6V, 15W (2.5 A). En su parte inferior dispone de dos orificios donde encastran los carriles que lo unen a las lámparas de microscopía montadas separadamente.

6.2 Preparaciones minerales para estudio microscópico.

La preparación de los minerales para su estudio microscópico está condicionada a la clase de microscopio a utilizar. Si solamente se desea examinar las características superficiales, como cuando se emplea un microscopio binocular, es necesaria poca preparación. En este caso pueden ser examinados sin montaje especial cristales pequeños, minerales en granos y aun muestras de algunos centímetros de espesor, ya sean opacas o transparentes, en un orden de amplificación de hasta 100 veces.

En otros estudios, el microscopio que se utiliza es distinto para los minerales opacos que para los transparentes. Los minerales opacos son cortados en formas con una superficie plana, se montan de manera conveniente para su manipulación y se pulimentan hasta obtener una superficie brillante; ésta se examina con el microscopio de reflexión. Los minerales transparentes se pegan a los vidrios portaobjetos con bálsamo de Canadá u otro material de montaje, transparente y similar. Los cristales pequeños, los granos o los fragmentos se colocan sobre la porción central del portaobjeto y se observan sin previa preparación, las arenas y los concentrados minerales son apropiados para este sistema. Las preparaciones, una vez montadas, se examinan con luz transmitida en el microscopio polarizante.

Una forma común de examen microscópico para minerales transparentes, incluye la utilización de secciones delgadas de unos 0.03 mm de espesor y una superficie de algunos centímetros cuadrados (figura XVIII.3).

Son muchos los minerales que pueden ser estudiados en secciones delgadas con el microscopio polarizante. La mayor aplicación es en el examen de rocas ígneas, metamórficas y sedimentarias. Pero esta técnica es apta para una utilización más amplia: con las impregna-


ciones convenientes, pueden prepararse muestras de tierra, arcillas y materiales poco consolidados. Los fragmentos minerales también pueden cementarse en una briqueta y pulimentarse en lámina delgada.

Figura XVill.3. Lámina delgada sobre la platina del microscopio.

Los cristales minerales, o los compuestos químicos artificiales, están a menudo orientados y cortados según ángulos determinados con objeto de acentuar ciertas propiedades ópticas. Cuando se desea relacionar la orientación de los cristales individuales en una sección delgada con la masa rocosa de la que proviene la sección, se marca cuidadosamente la posición de la muestra rocosa respecto al afloramiento en que fue tomada.

6.3 Materiales para las secciones delgadas.

La técnica para la preparación de secciones delgadas varía con la naturale:¿;a del material. El esmerilado de secciones delgadas de rocas compactas (ígneas, sedimentarias o metamórficas) es un proceso rutinario. Las rocas friables o fracturadas deben ser firmemente cementadas con una sustancia penetrante aglomerante antes de montarla sobre un cristal portaobjetos. Un método incluye un calentamiento preliminar de la muestra mineral sumergida en bálsamo de Canadá, ya sea en plato abierto o bajo una campana de vacío. Se usa metil metacrilato (lucita) para impregnar en vacío los minerales friables; aunque también se han impregnado muestras de caolín friable con una resina sintética. La muestra friable es cementada con una mezcla de: 1) resina, 2) agentes modificantes, 3) catalizador y 4) acelerador. Con este tratamiento se conservan, por ejemplo, cristales con bordes agudos en secciones delgadas de un granito alterado, en el que la caolinita ha reemplazado al feldespato.

Se debe tener cuidado al escoger el material y decidir la dirección del corte. Si ya se ha elegido una muestra adecuada para su estudio al microscopio, ésta puede contener material de grano fino no visible al ojo del observador, estructuras que se aclaren mediante el examen microscópico o algunas de las características secundarias relevantes en este tipo de análisis. Por estas razones, es aconsejable marcar claramente en la muestra la dirección en que la sección debe ser cortada.


6.4 La esquirla mineral y la lámina delgada.

Básicamente hay dos métodos para producir una lamina delgada uniforme de 0.03 mm a partir de una esquirla de algunos centímetros de grosor. En el primero, la esquirla es pulida en etapas sucesivas con carborundum y esmeril sobre una pulidora, de modo similar al empleado para producir una superficie especular en la esquirla. En el segundo método, se corta la esquirla en una sierra cuidadosamente ajustada a unos 0.06 mm y luego se termina en una pulidora hasta 0.03 mm.

El primer paso en la fabricación de una sección delgada incluye la preparación de una esquirla mineral con una superficie lisa apta para ser colocada sobre un portaobjetos. Esta esquirla puede ser arrancada de la muestra y alisada por uno de sus lados, o aserrada directamente de ella. Una esquirla ideal tiene un área de 2 cm2 y 3 mm de espesor (figura XVIII.4).

Roca seleccionada para sección delgada Esquirla de dimensiones adecuadas

Esquirla montada sobre cristal portaobjetos con bálsamo de Canadá, preparada para la primera pulimentación

¡ Portaobjetos de 26mm por 45 mm.i cubreobjetos ~~~i5iiiiiiiiiiiiiiiiiiiiiiiiiiiiiiiiiiiiiiiiiiiiii¡¡¡¡;¡¡¡;L-_-,

~~,~~~-----------------~ Probeta de sección delgada terminada y sus dimensiones

Figura XVIll.4. Etapas de preparación de muestras rocosas para su estudio al microscopio.

Para cortar esquirlas se pueden utilizar varios tipos de sierras, generalmente de disco metálico con polvo de diamante industrial o de carborundum en el borde. La figura XVIII.5 muestra una sierra mineralógica ordinaria. Esta puede ser un disco de cobre laminado, endurecido, que gira dentro de una artesa llena de carborundum y lodo, el borde del disco rotativo recoge el polvo abrasivo y produce una fricción contra la muestra. Manteniendo una mezcla adecuada de carborundum, barro y agua es posible cortar completamente en pocos minutos un canal delgado de unos dos centímetros en cuarzo.


Figura XVDI.5. Sierra mineralógica con disco de cobre, utiliza carborundum.

La acción de abrasión es efectuada en un disco horizontal alimentado por carburundum en partículas sueltas o que puede estar embebido de él.

Empleando sierras metálicas que contengan polvo de diamante embebido en el canto, pueden efectuarse cortes rápidos y precisos (figura XVIII.6).

Figura XVIJJ.6. El primer paso en la preparación de la lámina delgada consiste en hacer un corte a la muestra de roca en una sierra de disco con borde de diamante.

Cuando una esquirla está lista, se pule por un lado una superficie plana utilizando sucesivamente carborundum 100, FFF y 600, terminando con esmeril 302 Y2 de la American Optical Company. En el caso de una roca muy blanda, se omite el primer pulido con carborundum 100, ya que es muy grueso y tiende a destruir los materiales blandos.

La superficie de fondo, plana, pero no pulimentada, se lava y seca, y después se monta sobre un cristal portaobjetos empleando como cementante bálsamo de Canadá o Lakeside 70. El bálsamo debe ser cocido a 160°C durante unos dos minutos hasta obtener un botón sólido y tenaz; la esquirla debe ser calentada también a l20°C antes de su montura. El bálsamo no debe ser sobrecocido, pues se toma demasiado quebradizo y hasta puede volverse castaño. Cuando el bálsamo está aún líquido y caliente, se coloca la esquirla calentada sobre un portaobjetos previamente untado con bálsamo de Canadá cocido. Calentando el conjunto, queda la esquirla firmemente cementada al cristal portaobjetos. La ligadura debe ser una capa continua de bálsamo de Canadá no interrumpida por burbujas de aire; en el caso de que se observen éstas, la esquirla debe ser


calentada, desmontada y montada de nuevo. El problema de la correcta cocción del bálsamo puede ser resuelto utilizando una plancha caliente con termostato de control o una placa con glicerina como se ve en la figura XVIII. 7. El lakeside 70, calentado a 140°C, puede usarse como cementante directamente, sin cocer. Su índice de refracción n=1540, es ligeramente más alto que el del bálsamo (1537). Las bolsas de aire que pueden formarse entre la esquirla y el cristal portaobjetos son menos frecuentes que con el bálsamo.

Fig. XVill.7. Placa caliente con cámara de glicerina y termómetro para cocción del bálsamo de Canadá.

Placa cóncava caliente

Cilindro de expansión para la glicerina

:/

El pulido mecánico de las esquirlas montadas se ejecuta sobre discos pulidores de metal o sobre una superficie plana. Estos discos deben tener un diámetro mínimo de 30 cm y con una velocidad de rotación de 600 r.p.m. El cojinete de apoyo debe estar protegido contra el polvo abrasivo. Las muelas para el pulido fino deben ser de cobre o latón y deben estar ranoradas; los tipos de ranura helicoidal resultan muy eficaces. Cuando se utilizan sierras de precisión de diamante para el corte inicial de las esquirlas, hasta seis u ocho centésimas, pueden terminarse las esquirlas a mano sobre un cristal plano con polvo abrasivo o, en última instancia, con lija de mano.

La lámina se continúa hasta obtener un espesor de unos 0.03 mm, el cual debe controlarse durante esta última etapa por la observación microscópica de los colores de interferencia que dan algunos minerales conocidos que contenga la sección, cuando se le cubre con una película de agua.

Cuando la sección ha sido pulida hasta su espesor adecuado, se lava para liberarla del polvo de la pulimentación y se seca. Entonces se unta con bálsamo fresco la superficie de la lámina y se calienta y cubre con un cristal cubreobjetos (de 0.17 mm de espesor o menos). A continuación se enfría la preparación y se disuelve con xylol el exceso de bálsamo que rodea el borde del cubreobjetos, siguiendo un lavado con kerosene. La sección delgada queda así protegida y lista para su utilización.

CAPÍTULO XIX LABORA TORIO DE MECÁNICA DE ROCAS

INTRODUCCIÓN

La Mecánica de Rocas es la rama de la mecánica que estudia el comportamiento de la roca y su respuesta a los campos de fuerza de su ambiente físico. Al realizarse la construcción o excavación de una gran estructura, ésta ocasionará cambios en la distribución de esfuerzos debajo y junto a la estructura en cuestión.

La realización de pruebas de laboratorio permitirá al estudiante de Geotecnia determinar las principales propiedades índice y mecánicas de un espécimen de roca:

Índice

Resistencia

Deformabilidad

Permeabilidad

Lo anterior es un importante apoyo didáctico para la asignatura de Mecánica de Rocas. A mediano plazo podrán generarse proyectos de investigación para analizar las caracterís

ticas mecánicas de diferentes tipos de roca de interés para la Ingeniería Civil, cuyo alcance y extensión podrán abarcar el ámbito académico y la prestación de servicios.

Es de gran importancia conocer el manejo y mantenimiento del equipo, por lo que a continuación se dan las bases para instalar y poner en funcionamiento la máquina de compresión motorizada de 1560 kN que se utilizará en los laboratorios de Geotecnia de la FES Acatlán para realizar pruebas de compresión simple y triaxiales en especímenes de roca mediante la cámara triaxial tipo Hoek.

También se describirá el equipo necesario para realizar la preparación de la muestra, así como las generalidades de la prueba triaxial, descripción de la cámara Hoek, y prueba de permeabilidad.

Esta información está basada en el Catálogo General, Equipo de pruebas para la Industria de la Construcción de Controls, 1992, principalmente en su capítulo Mecánica de Rocas.


PRÁCTICA l. Procedimiento par a la medición del contenido de agua de una muestra de roca.

Descripción de la muestra (Litológica y geométrica)

Determinar:

•Peso saturado Wsat

Introducir a un horno a 11 O ± so e durante

24 horas. •Peso natural Wm

Introducir en un desecador 30 min.

.. Ww =Wm- Ws

w = Ww/Ws x 100 Determinar:

Peso seco Ws

PRÁCTICA 2. Procedimiento para la medición del índice de absorción de una muestra de roca.

Determinar Peso Descripción de la muestra L Se introduce en un horno a - secoWs (litológica y geométrica) 110 ± soc durante 24 horas .._____

~-------------------------~ Se introduce en ~ Determinar Peso ~ Se introduce en Cuando la diferencia agua 1.5 horas húmedo Wh l agua 3, 6, 12, 24, - de Wh 0.1gr

L----'------__j L.._ _____ __j_ 48, 72 horas • •

Índice de Absorción 1 Índice de Alteración 1 - 1 Si 1

i =( (Wh . Ws)/ Ws) x 100 1 Índice de Absorción 1 1 ~n 1

--.

LABORATORIO DE MECANICA DE ROCAS 335

l. MÁQUINA DE COMPRESIÓN MANUAL DE CONCRETO

ÍNDICE

l. l. INTRODUCCIÓN

1.2. ESPECIFICACIONES

1.3. MARCO DE CARGA

1.4. ENSAMBLAJE DEL PLATO SUPERIOR

1.5. INSTALACIÓN

1.6. SISTEMA HIDRÁULICO

l. 7. OPERACIÓN DEL SISTEMA HIDRÁULICO

1.8. MEDIDORES ANÁLOGOS

1.9. MANTENIMIENTO

1.1 O. SERVICIO Y REFACCIONES

1.11. MAQUINAS DE CÁMARA HOEK

1.1. INTRODUCCIÓN

Estas máquinas de compresión, operadas manualmente, han sido diseñadas para realizar las pruebas más significativas y reales que son necesarias en cualquier laboratorio de geotecnia.

Las máquinas de modelo ADR y de pruebas de bloque de 2 000 kN (204 t), tienen un microprocesador que se basa en leer unidades de carga como las que se han mencionado. Los modelos Compact/ADR 500, 1 000 y 1 500 contienen medidores análogos que pueden ajustarse con diámetros que van desde los 200 mm a los 300 mm, dependiendo del modelo.

Por lo que respecta a los modelos Elect/ADR 2 000 y la máquina de prueba de bloques de 2000 k.N, tienen modelos de un solo medidor, el cual es de diámetro máximo de 300 mm, y de dos medidores, con diámetro máximo de 250 mm.

La máquina ADR 3 000 está equipada con una bomba de aproximación rápida como estándar.

Las máquinas de cámara Hoek son esencialmente de compresión Compact 1 500 o Elect 2 000 con dos platos (superior fijo e inferior), que poseen espigas para los difusores de carga de la cámara Hoek; también poseen orificios en la protección trasera para facilitar el acomodo de la tubería de aceite.

1.2. ESPECIFICACIONES

Todos los modelos ASTM y ADR 3 000 tienen como estándar una bomba de aproximación rápida; esta bomba es un aditamento extra opcional que puede adaptarse a otros modelos, para lo cual


habrá de referirse al catálogo del proveedor para conciliar el tamaño de los platos con la bomba más adecuada.

La máquina de prueba de bloques contiene unos pernos para fijar distancias (varillas de alcance), estas piezas de 25 mm se utilizan cuando se prueban especímenes de 190 mm de altura, y las de 50 mm se utilizan junto a las primeras cuando se ensayan especímenes de 140 mm de altura.

Las especificaciones técnicas más importantes son:

Modelos Compact/ADR 500,1 000 y 1500

MODELOS COMPACT/ADR 500, 1000 Y 1500 ADR Con medidor Con medidor

de 300 mm de200 mm

Ancho (operado manualmente) ----- 540mm 540mm

Ancho (motorizado) 590 mm 590mm 590mm

Altura 1010 mm 1295 mm 1205 mm

Largo (s/bomba de aproximación) 430mm 430mm 430mm

Largo (c/bomba de aproximación) 600mm 600mm 600mm

Distancia entre platos 340mm 340mm 340mm

Distancia horizontal 295mm 295mm 295mm

Viaje máximo de los platos 50 mm 50 mm 50 mm

Peso aproximado (manual) ---- 303 kg 303 kg

Peso aproximado (motorizado) 350 kg 350 kg 350 kg

Consumo de energía (motorizado) 1350 watts 1350 watts 1350 watts

Modelos Elect/ADR 2 000 y Máquina de prueba de bloques

Modelos ElectJADR 2000 y ADR Probador Medidor Medidor Máquina de prueba de bloques de bloques sencillo doble

Ancho 660mm 660mm 660 mm 760mm

Alto 1160 mm 1160 mm 1420 mm 1420 mm

Largo (s/bomba de aproximación) 520mm 520mm 520mm 520mm

Largo ( c/bomba de aproximación) 620mm 620mm 620mm 620mm

Distancia entre platos 340 mm 264mm 340mm 340mm

Distancia horizontal 275 mm 275mm 275mm 275mm

Viaje máximo de los platos 50 mm 50 mm 50 mm 50 mm

Peso aproximado 600 kg 700 kg 600 kg 600 kg

Consumo de energía 1350 watts 1350 watts 1350 watts 1350 watts


Aceite (todo tipo de máquinas):

Capacidad aproximada (operada manualmente) 2.5 lts

Capacidad aproximada (motorizada) 7.5 lts

Tipo: Shell Tellus T46 o aceite equivalente en grado de viscosidad ISO HV46

Nota: No deben mezclarse aceites de diferentes especificaciones.

1.3. MARCOS DE CARGA (Figura XIX.l)

Existen tres tipos básicos de marcos de carga para las máquinas de compresión; el marco más pequeño funciona para la Elect/ ADR 2 000 y para la máquina de prueba de bloques de 2 000 kN (204)t), mientras que el tamaño más grande es utilizado para la ADR 3 000.

1) Marco de acero.

2) Plato superior.

3) Protección.

4) Plato inferior.

5) Protector de polvo.

6) Cilindro hidráulico.

7) Soporte de Marco.

Figura XIX.l. Marco de carga; Arreglo gener al (Compact/ADR 500, 1 000, y 1 500).

1.4. ENSAMBLAJE DEL PLATO SUPERIOR

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Para este ensamblaje se tienen dos tipos básicos de platos superiores; uno de ellos se encuentra lleno de aceite y puede reconocerse fáci lmente por su fuelle para retenerlo.

Estos ensamblajes· tienen un plato de 300 mm de diámetro, con excepción de la máquina de prueba de bloques; el aceite es especial y sólo puede obtenerse a través del proveedor de la máquina. La utilización de otro tipo de aceite puede llegar a perjudicar el desempeño de la misma.

Los ensamblajes que no contienen aceite tienen platos de diámetros de 165 a 222 mm, de acuerdo con el modelo adquirido.


1.5. INSTALACIÓN

1.5.1. Movimientos

Precaución: deberá tenerse cuidado cuando se levante la máquina, ya que el proveedor no se hará responsable del maltrato a que se someta.

La máquina se encuentra montada sobre una tarima, en la que deberá permanecer hasta que se encuentre tan cerca como sea posible de su posición final. Para removerla, será necesario quitar los cuatro tornillos de seguridad.

La máquina puede levantarse con un montacargas o con una grúa y tirantes; el montacargas puede colocarse bajo el plato superior, una vez que se han desmontado las protecciones tanto trasera como delantera. Para evitar algún posible daño en el plato superior, que está fijo, deberá colocarse un pedazo de madera entre éste y el montacargas.

En los modelos ADR 3 000 se proporcionan dos argollas que se colocan en el cabezal superior. Los agujeros para el montaje de las argollas se pueden observar cuando se quita el empaque de la máquina.

1.5.2. Purgado del sistema hidráulico

Importante: el viaje máximo del plato es de 50 mm, sin embargo, en los modelos Compact/ADR 500, 1 000 y 1 500 no existe switch de límite de viaje, por lo que la indicación del viaje máximo en estas máquinas se puede observar en el cilindro hidráulico, ya que al llegar a este límite existe una marca en la que se indica STOP.

El pistón hidráulico está provisto con un tornillo de purga, el cual puede observarse después de remover el plato inferior; este tomillo sirve para expulsar cualquier cantidad de aire que quede atrapado cuando el sistema hidráulico se llena por primera vez. Para abrir y cerrar este tornillo de purga, es necesario utilizar una llave hexagonal AF de 5 mm, la cual se encuentra en el equipo.

Consultar la parte concerniente a la sección del sistema de potencia para el procedimiento de purga del sistema hidráulico.

Nota: el tomillo de purga retiene un balín de 8 mm de diámetro, por lo que el tornillo no debe removerse completamente, ya que esto causaría su pérdida.

1.5.3. Varillas de alcance

Y a que el viaje máximo entre platos es de 50 mm, la separación vertical entre ellos debe ajustarse utilizando estas varillas, todo esto de acuerdo al tipo de espécimen que se vaya a ensayar. Las varillas de alcance se localizan entre el plato inferior y la espita del pistón hidráulico; será necesario que toda superficie de unión entre el plato, las varillas de alcance y el pistón hidráulico no tengan partículas extrañas (partículas de suelo, por ejemplo) antes de ensamblar sus partes.

Nota: las varillas de alcance nunca deberán ser utilizadas sobre el plato. Para obtener la información necesaria sobre las varillas de alcance disponibles, se deberá

recurrir al catálogo del proveedor.

LABORATORiO DE MECÁNICA DE ROCAS 339

1.6. SISTEMA HIDRÁULICO

Este sistema proporciona el suministro hidráulico al marco de carga, para levantar el pistón bajo el plato. De acuerdo al modelo se ajusta con la bomba de aproximación rápida.

1.6.1. Instalación

Eléctrica: el sistema viene provisto con los siguientes cables codificados como:

Café - L - Energía

Azul-N-Neutral

Amarillo 1 Verde- Tierra

El llenado con el aceite antes mencionado se realiza desenroscando la tapa concerniente y proporcionando el aceite especificado en la sección 2.

Inicio: gire la válvula (2) en el sentido contrario a las manecillas del reloj para abrir el retorno hidráulico; empuje la válvula de control (1) al máximo; encienda la unidad y permita que el aceite fluya a través del sistema durante 2 ó 3 minutos y entonces gire la válvula (2) en el sentido de las manecillas del reloj y cierre el retomo hidráulico; con esto la placa inferior se elevará. Después de 15 segundos abra la válvula (2).

Nota: cuando la bomba de aproximación rápida esté instalada, gire la válvula (2) completamente en el sentido de las manecillas del reloj y presione el botón (8) durante algunos segundos para iniciar la línea suministrada.

La falla al levantarse el plato indicará que existe aire en el sistema hidráulico.

1.6.2. Purga del sistema hidráulico.

Remueva la placa inferior y cualquier varilla de alcance; gire la válvula (2) en el sentido de las manecillas del reloj hasta cerrarla, gire la válvula de control (1) al mínimo y encienda la bomba.

Utilizando la llave de hexágono suministrada, desenrosque el tomillo de purga en la parte superior del pistón del marco de carga.

Nota: no remueva completamente el tornillo de purga, ya que esto ocasionaría la pérdida del balín de acero.

Con la operación anterior fluirán a través del tomillo aceite y aire; cuando el aceite que fluya esté libre de burbujas de aire, se atornillará el tornillo de purga y el pistón deberá subir. La falta de aceite al purgar el sistema, indicará que existe aire atrapado en la bomba, evitando el flujo normal del aceite; el procedimiento que a continuación se marca ayudará a evitar esto.

Empuje la válvula de control al máximo (1); encienda el motor y cierre la válvula de retomo hidráulico (2), espere 15 segundos y cierre la válvula repentinamente. Repita esta operación durante 3 minutos.

Si la bomba todavía falla, empuje la válvula de control (1) al máximo, encienda y apague el motor repetidamente.


Si después de varios minutos la máquina no opera bien, contacte al departamento de servicio del proveedor.

Después de la purga completa, abra la válvula (2) y apague la bomba, limpie el aceite de la parte superior del pistón y reajuste la placa inferior.

Purga del sistema de aproximación rápida (cuando se utilice): la bomba de aproximación rápida se opera jalando y presionando el botón (8) ; para llevar a cabo la relación máxima del movimiento de la placa inferior, cierre la válvula (2); la válvula de control (1) debe permanecer en su posición normal para fijar el paso de flujo requerido.

Si la máquina está acondicionada con un medidor análogo, el tubo capilar deberá ser también purgado, por lo tanto, habrá que referirse a la sección de este medidor para ver los detalles que indican lo necesario para purgar este sistema y su metodología.

1.6.3. Operación del sistema de potencia

Encienda la bomba (3) y gire la válvula de liberación de presión (2) completamente, en el sentido de las manecillas del reloj y empuje la válvula de control (1) al máximo, con la perilla girada en el sentido de las manecillas del reloj.

Nota: si la bomba de aproximación rápida está instalada, presione el botón (8), hasta que se encienda. No mueva la válvula (1) de control al máximo.

La palanca inferior se elevará, lo cual se realizará rápidamente cuando se utilice la bomba de aproximación rápida.

Cuando el espécimen de prueba entre en contacto con el plato superior, ponga la válvula de control en el mínimo y gire la perilla en el sentido de las manecillas del reloj para mantener el pase adecuado para que la prueba se realice.

1.7. OPERACIÓN DEL SISTEMA HIDRÁULICO

La bomba presenta un sistema de dos etapas de rendimiento de autocambio, una que permite a un fluido de alta presión lograr una aproximación rápida del plato, y otra que permite lograr que el espécimen falle sin un esfuerzo manual excesivo.

l. 7. l. Instalación

Llenado: desenrosque el tapón de llenado (1) y llene el tanque de reserva hasta 10 mm antes del llenado total, con el aceite especificado en la sección 2.

l. 7 .2. Operación de la bomba

Gire la válvula (6) en el sentido de las manecillas del reloj hasta que esté bien cerrada y use la placa para bombear aceite al cilindro hidráulico. El indicador (5) deberá estar dentro cuando el plato se eleve, y afuera cuando se cargue el espécimen de prueba. Cuando la carga incida en el espécimen, aplique unas cargas rápidas para asegurar que la válvula de presión autocarnbiable opera correctamente con la aguja indicadora (5) completamente extendida.


Continúe bombeando hasta que la falla del espécimen ocurra y gire la válvula (6) 2 vueltas en el sentido contrario a las manecillas del reloj, para que el plato baje.

Si falla cuando se eleva el plato, esto indicará que hay aire dentro del sistema hidráulico.

1.7.3. Purga del sistema hidráulico

Remueva el plato inferior y las varillas de alcance; utilizando la llave hexagonal desatornille el tomillo de purga que está en la parte superior del pistón del marco de carga, 4 vueltas.

Nota: no remueva completamente el tomi llo de purga, ya que ésto ocasionaría la pérdida del balín de acero.

Aceite y aire escaparán a través del tomillo; cuando el aceite que escape no contenga burbujas de aire, entonces se cerrará frrmemente el tornillo de purga.

Si la máquina está acondicionada con un medidor análogo, el tubo capilar deberá ser también purgado, por lo tanto, habrá que referirse a la sección de este medidor para ver los detalles que indican lo necesario para purgar este sistema y su metodología.

1.8. MEDIDORES ANÁLOGOS

Los medidores análogos que se utilizan en las máquinas de compresión de concreto son del tipo de tubo de Burdon.

Un indicador de carga máxima está dispuesto en el frente del medidor, el cual es operado por la aguja del indicador de carga y puede ajustarse a cero antes de cada prueba. Cada medidor está provisto con una tuerca de verificación (1), que se ubica en la boquilla de presión de entrada del medidor, que reduce el retomo de aceite del mismo después de una falla rápida del espécimen, con lo que se evita un posible daño.

1.8.1. Purga del medidor análogo

Durante la puesta en marcha inicial de la máquina, el sistema hidráulico puede necesitar de purga, y en adición a lo dicho en el sistema de potencia, es necesario purgar los medidores, ya que el aire capturado en el tubo capilar del medidor puede ocasionar saltos en la aguja o una respuesta lenta en ella.

El punto para purgar el medidor capilar está situado en su parte posterior. Para purgar el sistema del medidor, primero se ajusta el sistema hidráulico operando con la válvula de control puesta para máximo movimiento del plato; afloje la unión (2) para permitir que fluya el aire del tubo capi lar.

Nota: tenga cuidado de no perturbar el tubo capilar o la carcasa del medidor. Cuando el aceite que fluya no contenga burbujas de aire, apriete la unión.

1.8.2. Ajuste a cero

Es posible ajustar a cero el medidor, este ajuste mueve el mecanismo de la aguja sin afectar el tubo Burdon, sin embargo, es recomendable que cualquier ajuste se evite sin el acceso a la verificación del medidor de carga.


El ajuste se realiza por medio de un tomillo (3) , al que se puede tener acceso ya sea por enfrente o por la parte posterior del medidor. Para ajustarlo será necesario quitar la placa que lo cubre; ajustarlo cuidadosamente para alinear la aguja indicadora (6) con la marca cero en el dial del medidor.

La fricción entre la aguja indicadora de carga máxima y su soporte puede ajustarse por medio de un magneto regulable, ya sea atornillándolo o desatornillándolo.

Siempre será recomendable operar esta aguja con fricción mínima, para prevenir que se llegue al movimiento total de la aguja después de lograr la carga máxima.

1.9. MANTENIMIENTO

l. 9 .l. Diario

Siempre verifique que los platos estén limpios antes de comenzar las pruebas, por lo tanto, será necesario remover el plato inferior y las varillas de alcance y limpiarlas completamente.

Limpie todas las partículas extrañas del área cercana al pistón hidráulico; en el caso de las máquinas de 2 000 y 3 000 kN (204 y 304 t), levante el pistón para facilitar la remoción de esas partículas de entre los pliegues del fuelle.

Verifique que no existan fugas en el sistema hidráulico. Cuando termine la jornada de pruebas, deje abierta la válvula que proporciona el aceite a

presión, para permitir que el plato inferior llegue a su posición más baja.

1.9.2. Ocasionalmente

Inspeccione los fuelles para observar posibles daños. Verifique el nivel de aceite del tanque. Observe si existen signos de contaminación y si es

necesario reemplácelo de la siguiente manera: a) Asegúrese que esté completamente abierta la válvula de retorno de presión de flujo.

Remueva el tapón de llenado y posteriormente el tapón de drenado. b) Cuando el aceite se ha drenado, coloque el tapón y vuelva a llenar el sistema con el

aceite especificado en la sección 2. Inspeccione los platos para observar su desgaste.

1.9.3. Verificación

Es recomendable hacer la solicitud para la verificación de los sistemas de medición de carga por lo menos una vez al año o con mayor frecuencia, dependiendo de la carga a que se ha sometido la máquina.

La verificación debe realizarse después de que se ha hecho cualquier ajuste a la máquina de compresión, la cual puede afectar el sistema de medición. Dicha verificación debe realizarse por ingenieros calificados y utilizando el equipo apropiado.

Nota: siempre que se calibre la máquina de 3 000 kN (304 t), utilice un difusor de carga de 150 mm de diámetro aproximadamente.

LABORATORIO DE MECÁNICA DE ROCAS 343

1.10. SERVICIO Y REFACCIONES

Es recomendable que, ya sea el departamento de servicio del fabricante o del distribuidor, se contacten para detallar las partes de repuesto disponibles o los requerimientos de servicio.

1.11. OPERACIÓN CON CÁMARAS HOEK

1.11.1 . Operación típica de la prueba

Seleccione la distancia requerida entre platos, utilizando las varillas de alcance que se suministran.

Prepare la cámara Hoek con el espécimen, como se describe en la parte concerniente a ésta. Encienda la bomba de la máquina, fije la válvula de control en cero y la válvula del flujo

de retorno en cerrado. Coloque la cámara Hoek en el distribuidor de carga inferior (3), posicionando y centrando

en la espiga ( 4). Utilizando la válvula de control, eleve la cámara hasta que el difusor de carga superior se

ajuste en la espiga de la platina superior. Cuando la cámara se encuentre bien fija, coloque la válvula de control en flujo cero. Verifique que el indicador de carga máxima se encuentre en cero. Coloque y encienda el medidor de rango de carga (verifique el manual del operador). Verifique la presión de confmamiento de la cámara. Incremente la carga axial sobre el espécimen girando la válvula de control. Nota: para prevenir daños a los componentes de la máquina, no exceda la carga máxima

que se encuentra en la siguiente tabla.

PARTE DE LA MÁQUINA 70-0410 70-0510 70-0910 70-1 310 70-1710 70-2100

Tamaño nominal de la muestra EX AX 1.5 in BX NX TNX

Diámetro nominal del espécimen 21.46 mm 30.10 mm 42.04 mm 54.74 mm 60.81 mm 2.394 in

Varillas de alcance requeridas 32-5000 32-5020 32-5050 32-5020 32-4980 - -Altura total de las varillas 170 120 80 60 20 ---Carga máxima axial 230 kN 491 kN 786 kN 968 kN 1622 kN 1622 kN

Después de la falla del espécimen, fije la válvula de control en flujo cero y abra la válvula de retomo del flujo.

Tenga cuidado para evitar el colapso del arreglo de prueba. Cierre la válvula de retomo y escriba el informe de la prueba.


2. BOMBA UNIVERSAL Y PANEL INDICADOR DE PRESIÓN

ÍNDICE

2.1. PREPARACIÓN DEL PANEL

2.2. INSTALACIÓN

2.3. PRUEBA DE PRESIÓN

2.4. MANTENIMIENTO

2.1. PREPARACIÓN DEL PANEL

El panel consiste en un par de medidores de presión calibrados, montados en una caja metálica que puede ser colocada en la pared o en un banco de trabajo.

El panel pude ajustarse por medio de un tomillo de control, una bomba manual rotatoria y una válvula de aislamiento (la cual tiene conectada un manómetro de baja presión y un indicador de nulidad), que permiten el control y la medición de la presión de agua poro.

La unidad también está provista de un tanque de agua y un copie; también se proveen cuatro válvulas de entrada/salida junto con 9.0 m de tubería.

2.2. INSTALACIÓN

Nota: habrá que contar con suficiente tubería libre, para asegurar que el panel puede abrirse a su máxima extensión.

2.2.1. Montaje sobre pared

Marque la posición requerida en la pared y perfore seis agujeros para colocar los tomillos de seguridad que se proporcionan.

Coloque el panel en la pared; libere los dos tomillos de la derecha para permitir que la unidad pueda abrirse a través de su bisagra, para tener acceso a las conexiones de tuberías ocultas.

Nota: si se utiliza el manómetro EL27-221 con este tipo de montaje, debe montarse por separado, proporcionando espacio suficiente para que el panel se abra.

2.2.2. Montaje sobre banco

Marque la posición requerida en el banco de trabajo y perfore dos agujeros para atornillar el panel. Asegúrese el panel al banco; el sistema de la bisagra no es utilizado cuando se coloca en

esta posición. El panel deberá montarse en una posición que permita la visibilidad a la parte posterior del mismo.

Antes de atornillar el panel, prepare y realice una prueba de presión. Nota: cuando se va a utilizar el sistema por primera vez, es conveniente adicionar una

cantidad pequeña de detergente líquido al agua, esto ayudará a dispersar las burbujas de aire ad-


heridas a la tubería. Este líquido deberá limpiarse y expulsarse, por agua limpia y sin aire, antes de utilizar el sistema.

Con las válvulas abiertas, gire completamente el tornillo de control con respecto a las manecillas del reloj, y posteriormente cierre todas las válvulas.

Conecte la línea de suministro de agua sin aire al depósito; cuando esté lleno, cierre la línea de agua desde su fuente. El agua deberá suministrarse con presión proporcionada por una bomba.

Abra la válvula 6 y prepare la bomba desenroscando la válvula en sentido contrario a las manecillas del reloj, cuando la bomba esté totalmente cargada, ciérrela.

Abra las válvulas 1 y 4, y limpie las líneas utilizando la bomba, cuando las líneas estén listas, cierre las válvulas.

Abra la válvula 5, aflojando el tomillo bajo los medidores y deje correr el agua hasta que esté libre de burbujas de aire, cierre la válvula de purga de los medidores.

Abra las válvulas 2, 3 y 7, y limpie las lineas utilizando la bomba. Cuando las líneas estén listas cierre estas válvulas.

Cierre todas las válvulas y cerciórese de que no hay aire atrapado en las líneas. Continúe limpiando las líneas hasta que todo el aire se remueva del sistema.

Nota: Para volver a preparar la bomba, cierre todas las válvulas; después abra la válvula 6 y atornille la bomba en sentido contrari.o a las manecillas del reloj, de esta manera se extrae agua del depósito. Cierre la válvula 6 y continúe la operación.

2.3. PRUEBA DE PRESIÓN

Conecte la línea de presión a la válvula 3 o a la válvula 2. Abra las válvulas 6 y 7, y permita que el agua fluya a través de esta línea hasta que se encuentre libre de burbujas de aire.

Cierre la válvula 6; abra la 5, y con la línea 7 y la línea de presión abierta, incremente gradualmente la presión del panel hasta que la máxima presión disponible esté marcada en el medidor o hasta que se alcance la máxima presión que pueda medirse en él.

Debido a que la aplicación de presión libera burbujas de aire atrapadas, libere esta presión lentamente por medio de la válvula 6 y repita el procedimiento de preparación para la línea.

Observe que no haya fugas evidentes bajo presión en las conexiones ni en las válvulas; cualquier fuga deberá rectificarse apretando cuidadosamente las conexiones.

Vuelva a aplicar presión al panel hasta el máximo permitido por el medidor. Nota: Habrá un cierto incremento de expansión y contracción del nuevo panel cuando el

primero esté activo. Mantenga la presión hasta el tope todo el tiempo necesario. Mantenga la presión máxima por un período de 24 horas; cualquier fuga se manifestará

por una pérdida de presión en el medidor. Las fugas deberán rectificarse y la prueba de presión deberá continuar.

Una vez que la prueba se complete, libere la presión del panel reduciendo lentamente la de suministro hasta cero y abriendo la válvula 6. No reduzca la presión rápidamente ya que puede ocasionarle daños al medidor. Cierre todas las válvulas y asegure el panel a la pared; a partir de este momento estará listo para utilizarse.


2.4. MANTENIMIENTO

Después de los ajustes iniciales y la prueba de presión, el panel necesitará poca o ninguna atención durante un largo período, además de la limpieza general.

Si es necesario reemplazar los empaques de las válvulas habrá que drenar el sistema completamente, y cambiar las partes necesarias, para volver a preparar y realizar la prueba de presión que se describe en la sección 3.

Para remplazar el medidor de presión, se drena el sistema y se remueven los dos tornillos de seguridad de la parte trasera del panel; con cuidado se jalará el medidor y se desatornillará el bloque deareador.

Coloque un nuevo medidor al bloque deareador, asegurando el nuevo sello para agua, el cual se fija al niple del medidor. Fije el medidor al panel y prepare y realice la prueba de presión como se indica en la sección 3.

Para remplazar el anillo de empaque de la bomba del sistema, se desatornilla la tapa del cilindro de la bomba y cuidadosamente se extrae el pistón del cilindro; se coloca entonces un nuevo empaque y se ensambla de nuevo la bomba. Posteriormente se prepara el panel y se realiza la prueba de presión indicada en la sección 3.

Cuando se reemplace la unidad de la bomba, se drena el sistema, se remueven las tuberías de la parte posterior del cilindro y se desatornillan los dos tornillos de seguridad del marco del panel; retire entonces cuidadosamente la bomba y su soporte guía de la caja del panel, coloque la nueva bomba y ensamble de nuevo el panel. Una vez hecho esto se realizan las pruebas de presión.

3. PREPARACIÓN DE MUESTRAS

Para lograr buenos resultados en los ensayes de roca en laboratorio, es de gran importancia la adecuada preparación de las muestras. El procedimiento se muestra en la figura XIX.2, y es el siguiente:

1) Sujetar firmemente la muestra de roca en el Extractor de Núcleos.

2) Perforar la muestra asegurándose de que el núcleo obtenido deberá conservar la relación requerida de bid después de cortar los bordes irregulares.

3) El núcleo extraído pasará a la Sierra Cortadora.

4) Se cortarán las irregularidades de los extremos del núcleo, de manera que las superficies sean perpendiculares al mismo.

1.TALADRAR

2. RECOBRAR CORAZÓN


3. CORTE 4.ALISAR

Figura XIX.2. procedimiento para la operación de una muestra de roca para realizar pruebas de compresión triaxial.

1) Perforar.

2) Extraer núcleo.

3) Cortar los bordes sobrantes.

4) Pulimentar los extremos.

El equipo que se describe a continuación es el necesario para dicha preparación.

EXTRACTOR DE NÚCLEOS (Figura XIX.3)

Máquina diseñada para extraer núcleos (corazones) a partir de muestras de roca. Estos corazones pueden extraerse de muestras regulares o irregulares de roca o de algún otro material duro, como concreto, para su preparación final, antes de ser ensayados.

Figura XIX.3. Extractor de núcleos.


La máquina lleva una mordaza para sujetar firmemente el material durante el ciclo de corte. Se debe de utilizar agua como fluido enfriador. Según el tipo de broca se puede obtener:

Tamaño del núcleo Diámetro del núcleo Profundidad efectiva del núcleo

EX 21.46 mm 100mm

AX 30.10 mm 100mm

1.5 in 1.5 in 100mm

BX 42.04 mm 110 mm

NX 54.74 mm 140 mm

SIERRA CORTADORA (Figura XIX.4) Sierra diseñada para cortar roca o núcleos de roca. Su mordaza permite que se trabaje con muestras regulares o irregulares. Se requiere de agua para el enfriamiento, por lo que se puede complementar el equipo con un tanque y bomba para recirculación de agua.

Figura XIX.4. Sierra cortadora.


PRÁCTICA 3. Procedimiento para la Elaboración de la Prueba de Compresión Simple con Módulo de Deformación de 50% de la carga.

PROCEDIMIENTO DE CÁLCULO DE LA RESISTENCIA ALA COMPRESIÓN SIMPLE CON MÓDULO DE DEFORMACIÓN AL 50% DE LA CARGA

Muestras cilíndricas con diámetro de 2.5 a 7.5 cm y altura igual a 2~ a 3 ~ de diámetro está en función de los granos de la roca (10 0 de los dastos)

Se toman 10 muestras como mínimo J Descripción de la Muestra (Utológica y

Geométrica)

Se instrumenta y se aplica una precarga iniciaL Se debe medir.

Durante la prueba se aplica una carga 2 tonlmin.

Con una carga del50-60% se retira el 1 medidor de desplazamiento

Se continúa hasta la falla -Se determina el tipo de falla

(inducida o normaQ

1

~ 1

PRÁCTICA 4. Prueba de Compresión Triaxial

Resistencia a la Compresión Simple (RCS) =P/S P, carga en kg ; S, área de la sección en cm 2

cr

0'2

0'1

~

~/ 1/

).L! ).L 2 ).L (mm) ..

Módulo de Deformación de la Roca al 50% de la carga de la falla

€t..,= cr2 - cr1/ ).L2 - ).L1

Con esta prueba se pretende medir la resistencia de una muestra cilíndrica de roca (núcleo) sujeta a compresión triaxial. Usualmente se requiere realizar varias pruebas con incrementos de la presión confinante para así obtener la información necesaria para calcular el valor de la fricción intema, la cohesión aparente e y el módulo de y oung.

La prueba se realiza con el equipo adecuado, por ejemplo con una máquina de compresión para cilindros de concreto, o prensa universal, para así aplicar y medir la carga axial aplicada a la muestra, y un instrumento que permita mantener constante la presión lateral deseada. Se requiere también de una cámara triaxial en la cual se introduce la muestra en una membrana flexible impermeable y se coloca entre dos platinas. Además, un dispositivo para medir la deformación y el esfuerzo (ver figura XIX.5 y aspectos teóricos en el Capítulo XI).


ASIENTO ESFÉRICO DE ACERO

Figura XIX.5. Equipo para prueba de Compresión Triaxial.

Los pasos a seguir en la prueba de compresión triaxial se ilustran en la figura XIX.6 y se pueden resumir en:

1) Introducir el núcleo a ensayar en la camisa de hule y después dentro de la cámara.

2) Ensamblar las tapas a la cámara.

3) Llenar de aceite y purgar la cámara.

4) Introducir el núcleo de roca en la cámara.

5) Colocar los pistones esféricos.

6) Ensayar la muestra.

Figura XIX.6. Cámara de Hoek.


El uso de extensómetros de resistencia eléctrica (strain gauges) colocados directamente en el núcleo permite obtener las deformaciones con precisión, información necesaria para calcular los parámetros de deformabilidad de la roca: el módulo de Y oung y la relación de Poisson. Para esto se requiere instrumentar la muestra con dos extensómetros axiales (verticales) en lados opuestos y a mitad de la altura, y dos extensómetros circunferenciales (horizontales) en dirección perpendicular a los primeros.

La cámara triaxial (figura XIX.7) consiste de un cuerpo cilíndrico de acero que puede resistir una presión hidráulica confinante de hasta 70 MN/m2 (70 kg/cm2

) y de dos tapas para los extremos que pueden atornillarse al cuerpo principal cuando se vaya a realizar la prueba.

Figura XIX.7. Cámara TriaxiaJ Hoek y sus accesorios.

El cuerpo tiene dos conexiones autosellables, una para conectarse al sistema de presión hidráulica, y la otra para desarear la cámara y para conectar los instrumentos de medición de presión si se requiere. Lleva también pistones de acero esféricos con el mismo diámetro de la muestra que se colocan en los extremos para minimizar la flexión, esto es, los extremos de la muestra deben estar planos, pero no necesariamente paralelos; la carga axial es transferida a los extremos de la muestra a través de estos pistones.

Una ventaja del diseño de la cámara es que si al completar una prueba no se rompe la camisa de hule en que se encuentra la muestra, no es necesario drenar el fluido confinante antes de insertar la siguiente muestra en la cámara.

Para lograr resultados más confiables, se recomienda utilizar núcleos con una relación altura diámetro (h/d) 2,5 a 3 (standard ASTM e ISRM) y que la superficie de los extremos esté plana con tolerancias de 0.0025 a 0.012 mm dependiendo del diámetro de la muestra.


PRÁCTICA 5. Prueba de Permeabilidad

Frecuentemente se requiere investigar la permeabilidad o el flujo de agua a través de una roca sometida a altas presiones confinantes (la presión de agua en un macizo rocoso es considerable a profundidad). La capacidad de un macizo rocoso a cierta profundidad para transmitir o ceder agua es de gran importancia cuando se diseñan estructuras profundas como túneles o como es el caso de un estudio para la construcción de una presa.

Los estudios de permeabilidad "in situ" son costosos, lentos y requieren de equipo mayor. En laboratorio se pueden realizar dichos estudios con la cámara triaxial Hoek con tapas de medición de permeabilidad (figura XIX.8), y un sistema que provea de presión constante.

Para recolectar y medir la cantidad de agua que pasa a través de una muestra de roca se requiere de una bureta la cual se conecta a las tapas.

En la figura XIX.9 se muestra un arreglo completo del equipo para realizar la prueba de permeabilidad.

Figura XIX.9. Arreglo completo del equipo para medición de Permeabilidad.

Figura XIX.8. Cámara con tapas para medición de Permeabilidad.


PRÁCTICA 6. Prueba de Tensión en Rocas

Las pruebas para obtener la resistencia a la tensión, son ensayes 100% de laboratorio. Estas pruebas son una extensión de las real izadas en especírnenes o ci lindros de concreto.

El conocimiento de este parámetro, tiene su aplicación en el diseño de cimentaciones y principalmente en el de claros y techos para túneles o secciones que están sometidos a :flexotensión. Las pruebas para obtener la tensión en rocas son principalmente 4: 1) tensión directa (ot); 2) carga puntual; 3) tensión indirecta ( cri); 4) flexión ( crf) (figura XIX.l 0).

Las pruebas real izadas en cilindros de concreto sirvieron de base a las que se hacen en rocas y en ambas se aplica la teoría de la elasticidad, donde el módulo de elasticidad a la tensión es mucho menor que el de compresión (casi 1:1 0). La resistencia a la tensión puede obtenerse de varias maneras y generalmente se obtiene de rocas poco alteradas a inalteradas.

Figura XIX.lO. Comparación entre los diferentes tipos de pruebas (CFE, Manual de Obras Civiles, 1980).

~

45.00

40.00

35.00

30.00

25.00

20.00

II5 15.00 ·u e OJ (;) .(i5 OJ o::

10.00

5.00

0 .00

Flexión 2 Brasilena 3 Axial

o

1 ,..... ~ ~ ,. ¡.o"""

2 ~ ~ ~ , ~ 3 ~ .,. .....,.

)~ ,-

/""' ~ 1 , 100 200 300 400 500 600

2 Resistencia a la compresión, en kg/cm

La prueba brasileña muestra una distribución más uniforme y homogénea de los esfuerzos aplicados al cilindro, lo que no se observa en el desarrollo de las pruebas de tensión directa, donde la probeta presenta fisuramientos desde el inicio; esto provoca incertidumbre y mayor dispersión entre los valores obtenidos. Es conveniente realizar ambas pruebas, pues cada una proporciona información diferente pero valiosa en el estudio de los macizos rocosos y más si consideramos a éstos como un medio discontinuo.

O'¡ = En la prueba de Tensión Indirecta sólo intervienen las discontinuidades a nivel de cristal,

que caracterizan la homogeneidad, cohesión ó matriz de la roca.


CJ't =En la prueba de Tensión Directa intervienen las discontinuidades mayores o fracturas que

perturban los esfuerzos de tensión al presentarse esfuerzos de torsión; esta prueba, al contrario de la Brasileña, indica el grado de fisuramiento del cilindro y por lo tanto del macizo en estudio (González Cuevas, 1995).

6.1 Prueba de Tensión Directa: en esta prueba se debe de rebajar la parte central del núcleo extraído, para que la muestra, al fallar, lo haga por el centro, que es la parte deseada. La transmisión de la fuerza se hace por medio de unas tapas metálicas que se unen o pegan con pegamento, resinas o productos epóxicos (figura XIX.ll ).

Este método da el más bajo valor del esfuerzo a la tensión, el cual se calcula por medio de la fórmula siguiente:

T 0"1 = -;Donde : A = re* r2

A

T

Figura XIX.ll. Prueba de Tensión Directa.

Es importante mencionar que el método de Tensión Directa no es representativo y en ocasiones es engañoso, debido a errores en la ejecución de la prueba y a deformaciones en los mecanismos, que también sufren deformación.


6.2 Prueba de Tensión Indirecta o Brasileña: esta prueba se desarrolló en el año de 1948, casi simultáneamente en Brasil por Lobo Cameiro y en Japón por Ak.azagua, pero es mundialmente conocida como la "Prueba Brasileña", en la que se aplican los criterios de la Teoría de la Elasticidad para materiales ideales, en los que las deformaciones son proporcionales a las fuerzas aplicadas, en compresión o tensión (fig. XIX. l2).

rr O" e

O"p '\ Fractura

1 ~ • 1

Ela:s-t1co '+- -+ Plástíco

Figura XIX.12. Prueba a Ja tensión y Ley de Hook.

El espécimen de ensaye se prepara con una relación h/d = 0,5 para ser sometido a una compresión a lo largo como se muestra en la figura XIX.l3 a y b. La carga que se aplica sobre el núcleo de roca es de manera indirecta, por medio de matriales suaves como el triplay o el corcho y, considerando a la roca como un material elástico, se generan esfuerzos de tensión uniformemente distribuidos a todo lo largo del plano diametral como se muestra en la misma figura ; la resistencia se obtiene por medio de la fórmula:

Figura XIX.13a. Prueba de Tensión Indirecta o Brasileña (Braja, 1999 y González Cuevas, 1995).

a = 2p = 0.6366~

1 JrDl Dl

Tensión 1 Compresión 4 1 •


y

X

Figura XIX.l3b. Diagrama de esfuerzos de compresión, tensión y zona de falla en la muestra (Braja, 1999).

6.3 Prueba de Flexión: un núcleo de roca es sometido a una prueba de compresión, cargado en 4 puntos como se muestra en la figura XIX.l4. Cuando los esfuerzos son mayores que la resistencia a la tensión de la roca, la muestra falla en su parte central.

Figura XIX.14. Prueba de Flexión en núcleos de Roca (Braja, 1999).

Carga Aplicada P

-.:~

. . . . . . .. . . . . . .. . . . .

. . .. . . . .. . . . . . . .

El esfuerzo de flexión (o módulo de ruptura) es el máximo esfuerzo a la tensión en la parte más baja del núcleo flexionado como una viga. El esfuerzo flexionante máximo se obtiene llevando a la falla por flexión (o módulo):

16*(Pmax.)*/ a---_..:. __ _..:.._ 1 - 3trD3

6.4 Prueba de Carga Puntual: las cargas de compresión son aplicadas hasta la falla por medio de unas puntas de acero (cuya resistencia debe ser mucho mayor que la de cualquier roca) en ambas caras de la muestra cilíndrica, colocada previamente de manera horizontal (ver figura XIX.l5). La falla se va desarrollando con la aparición de fracturas de tensión, paralelamente al eje de cargado.

La longitud de la probeta debe ser como mínimo 1.4 veces el diámetro. El factor de esfuerzo del índice en el punto cargado está dado por la siguiente fórmula, para un núcleo de 50 mm.

p 11=-2

D


Debido a que el esfuerzo encontrado en el punto cargado varía con el diámetro del núcleo, es necesario obtener un factor de corrección en el punto cargado de una probeta de 50 mm. Este factor se puede utilizar para estimar los esfuerzos de compresión uniaxial en rocas duras con la fórmula siguiente:

Figura XIX.lS. Aplicación de Carga Puntual.

Resistencia al esfuerzo cortante

El procedimiento es similar al de campo (figura XIX.l6):

CAltOA T ANOENCIAL

!

CARGA NOIWAL

l

T o 1

Nucleo de Roca

Figura XIX.16. Determinación en laboratorio de la prueba de corte directo (Cañete, E. L., 1995).

• Se selecciona el horizonte que se va a ensayar.

• Se registran las características geológicas relevantes del plano de debilidad como su rumbo y echado, rugosidad, tipo de relleno, etc.

• Se aislan uno o varios bloques en los cuales se labran las probetas que se ensayarán, procurando una mínima perturbación del plano de debilidad.


Algunas probetas se han ensayado con su contenido natural de agua y otras se han saturado previamente.

La prueba se efectúa en dos etapas:

• La de consolidación que consiste en aplicar el esfuerzo normal al cual se ensayará, registrándose los desplazamientos normales al plano de debilidad en función del tiempo, hasta que el cambio del desplazamiento sea mayor a un valor o cuando se observe el 100% de la consolidación primaria en la curva de consolidación correspondiente.

• La de corte que consiste en aplicar un esfuerzo tangencial al plano de debilidad en la parte frontal de la probeta; el esfuerzo se aplica gradualmente hasta llegar a un valor máximo que equivale al valor de la resistencia máxima al corte o de falla.

Dependiendo de las características del plano de debilidad, después de la falla se observa un incremento gradual o instantáneo en la velocidad del desplazamiento tangencial de la probeta. A partir de este momento se sigue aplicando el esfuerzo tangencial, pero de tal forma que el desplazamiento de la parte superior de la probeta se efectúe a velocidad constante de 0.5 mm/min (este valor puede ser un poco mayor o menor ya que se ha observado que dicha velocidad no tiene influencia sobre los ángulos de fricción así obtenidos), con el fin de registrar la resistencia residual al corte del plano de debilidad. Durante esta etapa de la prueba se registran continuamente los desplazamientos normales y tangenciales de la probeta, así como cualquier variación en la carga tangencial.

La prueba finaliza cuando la probeta se ha desplazado 1.5 cm después de que haya ocurrido la falla; posteriormente se toman muestras del material de relleno del plano de debilidad para efectuar las pruebas índice correspondientes (granulometría, límites de consistencia, contenido de agua, etcétera).

Los datos obtenidos se registran en gráficas de esfuerzo normal contra desplazamiento vertical (consolidación), esfuerzo tangencial contra desplazamiento tangencial y de esfuerzo normal contra esfuerzo tangencial, máximo y residual.

CAPÍTULO XX LABORATORIO DE MECÁNICA DE SUELOS

INTRODUCCIÓN

La realización de pruebas de laboratorio permitirá a los geotecnistas comprender mejor el comportamiento de los suelos y de sus propiedades, con lo que logrará proyectos ingenieriles más seguros y económicos.

Para el desarrollo confiable de cualquier proyecto de ingeniería, ya sea un túnel, presa, puerto, carretera, edificio, etc. , se requiere contar con información precisa respecto al sitio donde se desplantará. Esta información se obtiene, en gran parte, de pruebas de laboratorio hechas a muestras extraídas del sitio. De aquí que el especialista en Geotecnia debe estar familiarizado con las pruebas empleadas, ya sea para solicitarlas, interpretarlas o realizarlas.

A continuación se presentarán algunas pruebas de carácter rutinario en el laboratorio de suelos, las cuales están encaminadas a obtener las propiedades mecánicas para fines de diseño.

PRÁCTICA l. Ensayo Triaxial

OBJETIVO. Introducir al estudiante al procedimiento básico para determinar los parámetros del suelo como el ángulo de fricción interna <1> , la cohesión del suelo e y su resistencia al esfuerzo cortante (-r = e+ tan <j>), además del módulo de elasticidad.

ANTECEDENTES. Los profesores de la asignatura y del laboratorio deberán de explicar los métodos y pruebas que se uti lizan para la obtención de las propiedades mecánicas de los suelos, así como las teorías de Mohr- Coulomb que sirven para determinar sus propiedades mecánicas, tanto de suelos cohesivos como en friccionantes.

Los asentamientos de una cimentación en suelo, el cambio de presiones debidas a pequeños movimientos en muros de contención u otros elementos de cimentación, y la fluencia en suelos ocasionada por la aplicación local de una carga, se determinan por la relación esfuerzodeformación. La investigación experimental utilizada para determinar esta relación, normalmente se lleva a cabo en una prueba de compresión triaxial.

Durante la prueba, las muestras de suelo inalterado son gradualmente cargadas hasta llegar a la falla que corresponde al máximo esfuerzo cortante. La prueba se realiza colocando una muestra cilíndrica del suelo, rodeada de una membrana de hule, en una cámara triaxial (figura XX.l) y sometiéndola a la presión de un fluido isotrópico.


Figura XX.l. Cámara Triaxial.

Se aplica carga axial por medio de un pistón de carga de manera que la muestra se deforme a un ritmo constante de incrementos.

La prueba triaxial puede realizarse en diferentes maneras (figura XX.2):

MEDCION DE ESFUERZOS TOTALES

RAPIDA NO DRCNADA Y NOCONIOLIDADA NO DRCNAOA

CARGA AXIlL APLICADA r 81· «1)

TIPOS DE PRUEBAS

MEOICION DE ESFUERZOS EFECTIVOS

CONSOLIDADA DRENADA

Figura XX.2. Principales tipos de pruebas triaxiales.

LABORATORIO DE MECANICA DE SUELOS 361

No Consolidada No Drenada (Unconsolidated Undrained Tests UU). Con este método se determina el esfuerzo cortante en condiciones no drenadas, lo que

significa que no se permiten cambios en los esfuerzos conforme se desarrolla la prueba.

Consolidada No Drenada (Consolidated Undrained Tests CU). Con este método se define el esfuerzo cortante en función de los esfuerzos geoestáticos

aplicados a través de la cámara de presión antes de la falla. Debido a que el esfuerzo cortante aumenta con la presión de la cámara, se puede establecer la siguiente relación:

1: = e + cr tan <P

donde:

't esfuerzo cortante e - cohesión cr = esfuerzo de compresión aplicada <P ángulo de fricción interna

Consolidada Drenada (Consolidated Drained CD) Éste método es relativamente similar al CU en que el esfuerzo cortante puede relacionarse

a la carga aplicada. La diferencia consiste en que cuando la carga se aplica, se permite al espécimen drenar. La prueba se lleva a cabo muy lentamente para permitir el drenaje y desarrollar por completo el esfuerzo efectivo.

EQUIPO UTILIZADO EN LA PRUEBA MARCO DE CARGA TRIAXIAL (figura XX.3)

Desarrollo de la prueba: Diseñado específicamente para aplicar cargas con una deformación constante, para un rango completo de especímenes triaxiales y diferentes tipos de pruebas. Puede tener otras aplicaciones que estén dentro del rango de velocidad de la prueba, siempre y cuando la carga máxima no exceda el límite del marco (dependiendo del modelo).

Descripción general del equipo: El marco de carga que opera manualmente tiene dos velocidades de operación. La velocidad permite al operador elevar o bajar la plataforma rápidamente, por ejemplo, al terminar la prueba. La velocidad lenta tiene un rango de aproximadamente 0.01 3 mm de movimiento de la plataforma por revolución de la manivela, lo cual está diseñado para el acomodo de las muestras.

La parte superior es ajustable e incorpora un elemento esférico para los anillos de carga.

CAMARA TRlAXIAL (figura XX.4).

Aplicación: Para la realización de pruebas triaxiales con muestras de hasta 100 mm de diámetro.

Descripción general: Consiste en una cámara de policarbonato transparente que tiene un pistón en la tapa y una base con doble fondo. Tres tomillos simples se utilizan para fijar la parte superior de la cámara a la base, lo que permite un fácil ensamblaje y desensamblaje.


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Sujetadores de goma

Cilindro de tu cita

Figura X:X.3. Marco de carga triaxial.

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de goma

l""cion~ex~~~-6~n~c~o~n~et~~~~~c~o~n§exli:lón~c~onret~d¡ep;..o1sito frasco aspirador de aire. agua 6 pipeta y manómetro glicerina a presión

Figura XX.4. Esquema y fotografía de una cámara triaxial completa.

LABORATORIO DE MECANICA DE SUELOS 363

La base de la cámara tiene 4 puntos internos para drenar en la tapa y en el fondo. Dos de estos tienen válvulas especiales sin cambio de volumen.

A la cámara triaxial se le puede adaptar un transductor sumergible.

TRANSDUCTOR SUMERGffiLE

Aplicación: Colocado dentro de la cámara triaxial da una señal eléctrica proporcional a la carga axial, asegurando una medición precisa del esfuerzo.

Descripción general: Estos transductores han sido diseñados para operar sumergidos dentro de ambientes presurizados sin responder a la presión de confinamiento de la cámara.

El transductor da una señal eléctrica proporcional al componente axial de la carga aplicada, ésta se mide directamente en la muestra eliminando el efecto de fricción del pistón de carga. El transductor se compone de un sistema sensible a la carga que funciona por medio de un extensómetro eléctrico strain gauge.

ACCESORIOS (figura XX.5)

Adaptador de base: Adapta la cámara triaxial para usarla con un tamaño particular de muestra. Se fabrica con aluminio anodizado.

Tapa porosa: Utilizada para distribuir la carga sobre toda el área de la muestra cuando se requiere drenar. Fabricada con una aleación ligera. Incluye un tubo de nylon y una conexión hacia la línea de drenaje en la base.

Disco poroso: Filtro para asegurar un adecuado paso del agua hacia dentro y fuera de la muestra. Se requieren dos discos.

Membrana de hule: Da a la muestra una protección contra la evaporación o absorción de agua por el ambiente. Fabricada a base de latex, generalmente en paquetes de diez piezas.

Anillos de sellado: Utilizados para sellar la membrana en la base y la tapa a ambos extremos de la muestra. En paquetes de diez piezas.

Estira-membrana: Se utiliza para abrir la membrana y así permitir el fácil acomodo de la muestra sin alterarla.

Papel filtro: Utilizado para drenar los lados de la muestra cuando ésta tiene baja permeahilidad. Son muy útiles para s::tturar arcillas antes de consolidar y cargar.

Formador para arenas: Instrumento diseñado para preparar muestras de suelos no cohesivos que de otra manera no podrían montarse en una cámara triaxial. Fabricado de una aleación no ferrosa.


Calzador de membrana: Para colocar el anillo de sellado de membrana con la mínima afectación a la muestra.

Bureta de drenado de 1 O mi: Prepara las muestras no cohesivas al aplicarles una presión negativa en la base de la muestra y al medir el agua que entra y sale de la misma cuando se realiza la prueba con la muestra abierta a la atmósfera. Viene con conexiones para la cámara triaxial.

Válvula sin cambio de volumen: Idéntica a las dos válvulas que vienen con la cámara triaxial y utilizada para medir la presión de poro y para cuando se instala la bureta de drenado

IUUTA

VÁLVULA

Nota: El uso de los accesorios dependerá del tipo de prueba, drenada o no.

Figura XX.S. Ubicación €§~uemática de algunos accesorios para la cámara triaxiaL

LABORATORIO DE MECÁNICA DE SUELOS 365

PRÁCTICA 2. Consolidación

OBJETIVO. El estudiante comprenderá e identificará los procesos mecánicos que generan el fenómeno de consolidación en suelos saturados, en función del tiempo y del historial de las cargas por soportar.

ANTECEDENTES. Los profesores de la asignatura y del laboratorio deberán de explicar los fenómenos hidráulicos y mecánicos que provocan la consolidación primaria y secundaria.

Las pruebas de consolidación se utilizan para determinar la velocidad y magnitud de la consolidación de un suelo cuando está confinado lateralmente y cargado axialmente. Estos datos se requieren para cualquier cimentación, camino o en ingeniería de suelos. De hecho, la velocidad y grado de asentamiento que se puede estimar para una estructura en particular, proviene generalmente de los resultados de las pruebas de laboratorio realizadas a muestras del suelo subyacente (figura. XX.6).

Figura XX.6. Aspectos importantes de la consolidación.

TEORÍA DE LA CONSOLiDACiÓN

nEUPO

IITH±I.~ 1 2 S 4 S

la velocidad de consolidación varia: en suelos de grano grueso es rápida, en suelos de grano fino es lenta

CARGA

EL AGUA ES EMPUJADA

HACIA AFUERA

' ' ! \ CONSOLIDOMETRO

B suelo aumen1a su dureza al incrementar la C8lg8

La prueba de consolidación unidimensional se utiliza para determinar las características de consolidación de suelos de baja permeabilidad. Las pruebas se realizan a muestras de suelo inalterado. La muestra se coloca en una celda y es sometida a un número de incrementos sucesivos de carga vertical.

Los resultados de estas pruebas, junto con los datos de clasificación y la historia de carga del suelo, permiten estimar el comportamiento de una cimentación al ser cargada.

366 JOSÉMAJÚA CHAVEZAGUlRRE

EQUIPO

CONSOLIDÓ METRO (figura XX. 7).

Aplicación: Es utilizado para determinar la velocidad y magnitud del asentamiento de una muestra de suelo. Se puede utilizar en suelos cohesivos saturados y en no saturados, ya que lo que influye en el volumen de las arenas (disminución o aumento) es la compacidad relativa (er).

Descripción General del consolidómetro: consiste en una estructura rígida de una aleación de aluminio que evita cualquier deformación al aplicar la carga.

El brazo de ensamble es sostenido con precisión, y tiene tres posiciones con pendientes 9: 1, 10: 1 y 11: l. La viga del brazo tiene contrapeso.

En la plataforma se montan las celdas de consolidación, en ella hay un eje para asegurar el centrado de la celda bajo el yugo de carga.

La capacidad es de 8 800 k:Pa en muestras de 50 mm de diámetro con el brazo en 11: l.

ACCESORIOS

LIMITES IDEALES DE INCLINACION DURANTE LA PRUEBA

INCLINA!: ION: OAhacia aniba y 09 hacia abajo

Figura XX.7. Consolidómetro y prueba de consolidación.

Celda o Cámara de Consolidación (figura XX.8)

INICIO DE LA PRUEBA __ .-·-·-·A

.,_·- .-.B FINAL CON CARGA

MAXIMA

Fabricada con materiales resistentes a la corrosión. Incluye un depósito para agua que permite inundar la muestra cuando así se requiera.

Las celdas incluyen disco poroso superior e inferior y anillo cortador de muestra.

Figura XX.8. Celda o cámara de consolidación.


Micrómetro de carátula o Deformímetro (figura XX.9). Juego de pesas: 9 x 1 O kg, 1 x 5 kg, 2 x 2 kg, 1 x 1 kg.

Figura XX.9. Micrómetro.


PRÁCTICA 3. Permeabilidad

OBJETIVO. El estudiante comprenderá e identificará los procesos mecánicos asociados a los fenómenos de infiltración de agua en una masa de suelo y la permeabilidad del mismo.

ANTECEDENTES. El profesor de la asignatura debe explicar los modelos analógicos que se utilizaron para estudiar los fenómenos hidráulicos en suelos.

El conocimiento de las características de permeabilidad de un suelo es necesario para muchos proyectos ingenieriles, para los cuales el drenaje es un aspecto importante. En muchas aplicaciones, el uso de análisis de redes de flujo, junto con los datos de permeabilidad, permite estimar el escurrimiento a través o debajo de una estructura, y permite calcular las presiones debidas a filtración.

La permeabilidad es un parámetro importante para:

Determinar las características de drenaje.

La investigación de contaminación en suelos.

Elección del sitio para una obra.

Diseñar presas de tierra y muros de tablaestacas.

Estudiar el abatimiento del nivel freático.

Los principales tipos de pruebas de laboratorio son:

De Carga Constante, para suelos de alta permeabilidad corno las arenas.

De Carga Variable, para suelos con permeabilidad de baja a media, corno limos y arcillas.

CARACTERÍSTICAS DE DRENADO Y PERMEABILIDAD EN LOS PRINCIPALES TIPOS DE SUELOS

-1 -2 -3 -4 -5 -6 -7 -8 -9 -10 -11 -12 k=1 10 10 10 10 10 10 10 10 10 10 10 10

DRENADO BUENO 1 POBRE 1 PRÁCTICAMENTE NULO

PERMEABILIDAD ALTA MEDIA B A J A 1

MUY BAJA 1 IMPERMEABLE

ARENA INTEMPERIZADA

TIPO DE SUELO GRAVA ARENA LIMPIA ARENA MUY FINA ARCILLA INTACTA

O ARENA LIMOSA

PRUEBA DIRECTA CELDA LARGA CC CELDA ESTANDAR CC CELDA CV CV En Consolidómetro

PRUEBA INDIRECTA 1 DTP CON COMPUTADORA ¿?

CC = CARGA CONSTANTE CV =CARGA VARIABLE DTP =ANÁLISIS DE DISTRIBUCIÓN DE TAMAÑO DE PARTICULAS


EQUIPO

PERMEÁMETRO DE CARGA CONSTANTE

Aplicación y Descripción:

Equipo utilizado para pruebas de permeabilidad en suelos granulares (arenas y gravas). La muestra se coloca en una celda de acrílico a la cual se introduce agua de un tanque con

nivel constante. A los lados de la celda hay orificios para disminuir la presión, los cuales están conectados a los manómetros montados en un panel junto con una escala métrica.

El agua que pasa por la muestra es acumulada y medida, ya sea por cantidad específica o por un periodo de tiempo determinado. La reducción de carga se aprecia a partir de la variación del nivel de agua en los manómetros.

Elementos: Celda para Permeámetro de Carga Constante (figura XX.l 0). Cuerpo de acrílico transparente sujeto entre dos placas de material no ferroso. Puede ser: De 75 mm de diámetro interno, con tres puntos para disminuir la presión, y de 2.6 kg. De 114 mm de diámetro interno, con seis puntos para disminuir la presión y otros seis

adicionales que se encuentran cerrados. Esta celda requiere de dos paneles manométricos. - Su peso es de 6.1 kg.

Base con manómetros. Panel autosustentable que contiene tres tubos de vidrio, una escala métrica y tubería de

conexión para los puntos de salida de presión de la celda. Peso: 2.8 kg.

Figura XX.lO. Celda para permeámetro de carga constante.


Tanque de Nivel Constante.

Fabricado de acrílico transparente con accesorios para empotrarlo en la pared. Los tubos de llenado, de desagüe y de excedencias van adosados a la base del tanque. Peso: 2.4 kg.

PERMEÁMETRO DE CARGA VARIABLE

Aplicación y Descripción:

Las arcillas y los limos se prueban en el permeámetro de carga variable, en donde la muestra es confmada en un cilindro metálico que está conectado a un tubo largo de vidrio lleno de agua desaireada. El flujo de agua que pasa por la muestra se conoce al observar como disminuye el nivel de agua en el tubo.

Es importante que los suelos de muy baja permeabilidad estén sellados dentro del cilindro para evitar filtración a los lados de la muestra, dando falsos resultados de alto flujo de agua. Antes de realizar la prueba, la muestra debe estar completamente saturada, ya que la presencia de aire en ella restringiría el flujo de agua y daría resultados falsos de baja permeabilidad.

Elementos:

Celda para Permeámetro de Carga Variable (figura :XX.ll ). Incluye un cortador de muestra. La celda tiene una base porosa y tapa, a la que se pueden

conectar tubos de diámetros pequeños. Lleva los accesorios necesarios para conectarla al vacío, y para saturarla antes de la prueba. Peso: 3.4 kg.

Figura X:X.ll. Permeámetro de carga variable.

LABORATORIO DE MECÁNICA DE SUELOS 3 71

Permeámetro Compacto.

Esta celda es básicamente un molde Proctor de 1/30 pie3 que se encuentra entre base y tapa, de manera que se pueda realizar la prueba de una muestra compacta. Peso 8.5 kg.

Panel de tubería (figura XX.l2).

Con tres tubos de vidrio de 1.5 mm, 3.0 mm y 4.5 mm de diámetro, aproximadamente 1.4 m de largo. Lleva una escala métrica de madera y tubería gruesa de hule. Los tubos están adosados a una superficie de madera que puede colocarse en una pared, y están conectados en la base de una válvula de salida. Peso 2.3 kg.

Figura :XX.12. Panel de tubería.

Tanque desareador. Fabricado en acrílico con entrada y salida para flujo y conexiones con tubo de hule. Está diseñado para resistir presiones reducidas, y puede colocarse sobre la pared. Peso. 2.9 kg.

Tanque de Inmersión. Fabricado en acero, utilizado para contener la celda durante la prueba. Peso: 4.2 kg.


Permeámetro de Plástico (figura XX.l3).

Figura XX.13. Permeámetro de plástico.

Instrumento fácil de usar, ideal para laboratorio de suelos y agregados, determina fácilmente la permeabilidad y con él se puede observar el fenómeno de arenas movedizas. Al ser de plástico transparente, permite ver el comportamiento del suelo y del flujo del agua durante la prueba. La celda tiene 63 mm de diámetro y acepta muestras de 254 mm de alto. Lleva una escala graduada y un tubo capilar adosado a la celda. Incluye las conexiones para entrada y salida, así como la tubería de hule necesaria. Peso: 2.1 kg.

PRACTICA 4. Presiómetro de Menard

OBJETIVO. El alumno identificará la importancia de entrar en contacto y conocer las nuevas tendencias tecnológicas aplicadas en los países vanguardistas, en lo que se refiere a los métodos de exploración y construcción geotécnica.

ANTECEDENTES. El profesor de la asignatura deberá de explicar las diferencias y ventajas de la aplicación que tiene el presiómetro Menard, sobre los métodos tradicionales de exploración y muestreo, así como de algunos otros métodos de obtención de propiedades in situ.

4.1 HISTORIA DEL PRESIÓMETRO MENARD. Los orígenes del presiómetro se remontan hasta 1930 cuando el ingeniero alemán Kogler imaginó un dispositivo que permitía realizar un ensaye de carga lateral dentro de una perforación. Sin embargo, este aparato no fue desarrollado


sino hasta 1955 en que el ingeniero francés Louis Menard, inspirado en la idea de Kogler, presentó un prototipo en el que se distinguían ya los elementos que componen al presiómetro actual. Pero fue hasta 1965 cuando se tuvo mayor aceptación y aplicaciones, debido a los resultados favorables obtenidos tanto en Europa como en Canadá.

4.2. DESCRJPCIÓN DEL EQUIPO Y DESARROLLO DE LA PRUEBA. El ensaye presiométrico es una prueba de campo que puede realizarse en suelos, rocas blandas y aún en rocas duras, difíciles de muestrear, con limitación en materiales anisotrópicos. Su modo de operación es confiable y eficiente y permite obtener parámetros de resistencia y de deformabilidad. Esta prueba y el equipo se pueden clasificar como un dilatómetro, el cual consiste en insertar una probeta expandible en un sondeo sin ademe, e inflar la probeta contra las paredes del pozo.

El presiómetro está compuesto por los elementos que se muestran en la figura XX.l4. Consola de medición: también llamada "controlador presión-volumen" (CPV), regula y mide la presión del agua y del aire utilizados durante el ensaye, así como la correspondiente variación del volumen dentro del sistema "tubería-sonda".

Tubería

Manómetro Pincipal

,....---'-::;;-"'-'-- Celdo de resgt10rdo

__..,:;_---- SONDA

f-11~-~- Celdo de medición

---............ --~:...,..;::----Celda de resgua rdo

" '\o. Figura XX.14. Presiómetro Menard.

374 JOSÉ MARÍA CHAVEZ AGUJRRE

Sonda dilatable: se compone de tres cámaras, una celda de medición o central (que recibe el agua a presión desde la consola de control), y dos celdas de guardia, estas últimas colocadas en los extremos de la central, permitiéndole únicamente deformaciones en la dirección radial.

Tuberías coaxiales: transportan el agua y aire a presión desde la consola de control hasta las cámaras central y de guardia de la sonda presiométrica.

Como complemento al equipo presiométrico básico, se puede colocar la sonda dentro de un tubo de ademe ranurado flexible, de manera que las irregularidades de la perforación y/o partículas existentes no dañen las membranas de la sonda.

4.3. EJECUCIÓN DEL ENSAYE

El procedimiento de ejecución de un ensaye presiométrico incluye las siguientes operaciones:

a) Instalación de la sonda dentro del terreno. Para la instalación de la sonda se requiere efectuar una perforación en el terreno, de modo que la alteración en el material de la pared de la cavidad sea mínimo. Esta operación es fundamental ya que la curva presiométrica y los parámetros resultantes de su interpretación representan al suelo contenido dentro de una corona cilíndrica (de 25 a 30 cm de espesor) y si ésta se encuentra poco alterada por las operaciones de instalación de la sonda, entonces podrá considerarse que dichos parámetros representan al suelo in situ en estado virgen (figura XX.15).

Figura XX.lS. Esquema de las celdas del Presiómetro.

LÍNEA DE AGUA '

APRESION

CELDA DE GUARDA-~

CELDA DE '

MEDICION

CELDA DE GUARDA

' LINEA DE GAS ---~ ...........

' APRESION


b) Carga del suelo. Una vez instalada la sonda a la profundidad deseada, se procede a la operación de carga del suelo. Esto consiste en incrementar la presión dentro de la sonda según una progresión aritmética registrando la correspondiente variación de volumen que ocurre durante un periodo a presión constante.

De acuerdo con las normas establecidas por Menard, el ensaye debe incluir de seis a quince incrementos iguales de presión, durante los cuales se registran las lecturas de deformación a 15, 30 y 60 segundos.

Respecto al número de ensayes a ejecutar dentro de un sondeo presiométrico, éstos deben ser realizados sistemáticamente metro a metro de profundidad, para establecer un perfil relativamente continuo de las propiedades de resistencia y deformabilidad del suelo.

4.4. INTERPRETACIÓN DEL ENSAYE

La interpretación de los diagramas de carga obtenidos a cada nivel (figura XX.l6), permüe calcular las características mecánicas esenciales del terreno:

El módulo de deformación presiométrica (E)

La presión de ruptura a presión (P1)

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PRESION

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Figura XX.16. Curva de presión típica (Tomado del Manual de Obras Civiles CFE.,Tomo B.3.4.).


La presentación de los resultados consiste en colocar los parámetros presiométricos en función de la profundidad, constituyendo así el perfil presiométrico.

Por ejemplo, en la figura XX.l7 se presenta un perfil presiométrico en el cual se muestra el módulo de deformación Menard (E), la presión de "fluencia" (Pu) y la presión límite (Pl), en función de la profundidad.

PERFIL PRESIOIIIETAICO

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Figura XX.17. Perfil presiométrico clásico. CJ CJ CJ CJ

Por medio de un sondeo de penetración con cono dinámico (figura XX.18) complementado con el ensaye de penetración estándar, realizado en el mismo terreno que el sondeo presiométrico del ejemplo anterior, se muestra lo errático del terreno y se distinguen los estratos resistentes de los materiales poco densos y relativamente deformables.

Al comparar los perfiles que resultan del sondeo de penetración y del presiométrico SP-1 (figura XX.l9), se observa que al ejecutar los ensayes metro a metro de profundidad, el perfil presiornétrico permite establecer también la naturaleza de los materiales y proporciona una descripción casi continua de los parámetros de resistencia y deformabilidad del terreno, directamente aplicables al cálculo de la capacidad de carga y a los asentamientos de una cimentación.

LABORATOR.IO DE MECÁNICA DE SUELOS 377

Además, también se puede observar en esta figura que los ensayes presiométricos pueden ser ejecutados a cualquier nivel y en todo tipo de terreno.

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Figura XX.18. Sondeo de penetración con cono mecánico y penetración estandar.


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Figura XX.19. Comparación entre los sondeos de penetración y presiómetro.

4.5. APLICACIÓN DEL ENSAYE PRESIOMÉTRICO

La utilización práctica del ensaye presiométrico se encuentra orientada hacia el empleo de los parámetros presiométricos (E y Pl) en fórmulas semi-empíricas para el cálculo del asentamiento y de la capacidad de carga, respectivamente.

Se estima que la previsión de los asentamientos con base en los ensayes presiométricos y los métodos semiempíricos es del mismo orden(± 20%) que los asentamientos medidos bajo diferentes tipos de cimentación.

4.6. CONCLUSIONES

l . Las perforaciones únicamente permiten obtener muestras inalteradas en continuo en algunos suelos arcillosos, por lo que sólo los sondeos de penetración y presiométricos proporcionan información relativamente continua en función de la profundidad.


2. Los ensayes de penetración y presiométrico se complementan.

3. El presiómetro permite ensayar cualquier tipo de terreno a cualquier profundidad.

4 . El ensaye presiométrico proporciona los parámetros de resistencia (P1) y de deformabilidad (E) del suelo , necesarios para el cálculo de la capacidad de carga y de asentamientos de las cimentaciones.

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