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Para el desarrollo de esta investigacin se considerar los mtodos de clasificacin USCS, AASHTO y MCT. Una descripcin ms detallada para la clasificacin USCS y AASHTO, se encuentra en el Anexo 3.

4.5.1 Clasificacin del suelo MCT Debido a las incompatibilidades verificadas a lo largo de los aos entre los resultados obtenidos por las clasificaciones tradicionales en los pases de climas tropicales y el comportamiento geotcnico en campo se vio la necesidad de obtener una clasificacin especialmente desarrollada para los suelos tropicales.

Con la finalidad de mejorar la identificacin y la caracterizacin de los suelos tropicales, al inicio de la dcada de los 80, Nogami y Villibor propusieron un nuevo sistema de clasificacin denominado Miniatura Compactada Tropical (MCT).

La clasificacin MCT desarrollada en Brasil, especficamente para suelos tropicales no se basa en las propiedades ndices (lmites de Atterberg, distribucin granulomtrica) como si lo hacen las clasificaciones tradicionales, se basa en ensayos de laboratorio de compactacin y prdida de masa por inmersin en agua de cuerpos de prueba compactados y de dimensiones reducidas (Nogami & Villibor, 1981).

El mtodo utiliza muestras de prueba compactadas de dimensiones reducidas de 5 cm de dimetro y 5 cm de altura para calificar propiedades fundamentales de los suelos como contraccin, permeabilidad, expansin, coeficiente de penetracin del agua, cohesin, capacidad de soporte y las familias de curvas de compactacin.

En esta clasificacin, se propusieron dos grupos de suelos que pueden presentar comportamiento latertico (L) o comportamiento no latertico (N), subdivididos en siete subgrupos as (Tabla 3):

- Arenas laterticas (LA) - Suelos arenosos laterticos (LA) - Suelos arcillosos laterticos (LG) - Arenas no laterticas (NA) - Suelos arenosos no laterticos (NA) - Suelos sedimentarios no lateriticos (NS) - Suelos arcillosos no laterticos (NG)

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Tabla 3. Grupos de Clasificacin MCT

Grupos de clasificacin MCT Descripcin

LG Arcillas laterticas y arcillas laterticas arenosas.

LA Arenas arcillosas laterticas.

LA Arenas con poca arcilla latertica.

NG Arcillas, arcillas limosas y arcillas arenosas no laterticas.

NS Limos caolniticos y micceos, limos arenosos y limos arcillosos no-laterticos.

NA Arenas limosas y arenas arcillosas no-laterticas. NA Arenas limosas con limos cuarzosos y limos arcillosos no laterticos.

De acuerdo con Fernandes (2006) estos grupos presentan las siguientes caractersticas:

Arenas laterticas (LA):

En este grupo estn incluidas las arenas con pocos finos, de comportamiento latertico, tpicas del horizonte B de los suelos cohesivos pedolgicamente como arenas de cuarzos

Suelos arenosos laterticos (LA):

Suelos tpicamente arenosos y constituyentes del horizonte B de los suelos cohesivos pedolgicamente en Brasil para lato suelos arenosos y suelos podzlicos o podzolizados arenosos. Estos suelos ms all de la presencia de los matices rojos y amarillos, presenta cortes firmes (poco o nada erosivos), ntidamente trincados, cuando se exponen a la intemperie.

Suelos arcillosos laterticos (LG) :

Este grupo est formado por arcillas y arcillas arenosas, que constituyen el horizonte B de los suelos cohesivos pedolgicamente como latosuelos, suelos podzlicos y tierras bien estructuradas. Cuando presentan porcentajes de arena elevadas, tienen un comportamiento semejante a los suelos del grupo LA.

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Arenas no laterticas (NA):

Los suelos pertenecientes a este grupo son las arenas, materiales sedimentarios y combinaciones de arenas y sedimentos, en los cuales los granos son constituidos esencialmente por cuarzos y micas. Prcticamente no posee finos arcillosos cohesivos sedimentarios caolinticos.

Suelos arenosos no laterticos (NA):

Compuestos granulomtricamente por combinacin de arenas con cuarzos (o de minerales de propiedades similares) con finos que pasan el tamiz de 0.075 mm, de comportamiento no latertico. Generalmente los tipos ms representativos son los suelos saprolticos originados de rocas ricas en cuarzo tales como granitos, neis, areniscas y cuarzos impuros.

Suelos sedimentarios no lateriticos (NS):

Este grupo comprende los suelos saprolticos areno-sedimentarios, resultantes del intemperismo tropical de rocas metamrficas y volcnicas, de constitucin predominante de feldespatos, micas y cuarzos. La variedad ms rica es las arenas provenientes de cuarzos, que pueden tener caractersticas mecnicas e hidrulicas que se aproximan a los suelos del grupo NA.

Suelos arcillosos no laterticos (NG):

Este grupo comprende los suelos saprolticos arcillosos, provenientes de rocas sedimentarias arcillosas o cristalinas pobres en cuarzo y ricas en anfibolitas, piroxenos y feldespatos clcicos. La clasificacin de este grupo son suelos superficiales pedognicos no laterticos, como lo son vertisuelos y suelos transportados

Con el fn de generar un baco de clasificacin (Figura 8), podemos observar la distribucin de estos suelos en un grfico que combina el coeficiente c el cual est asociado a la arcillosidad del suelo y el ndice e que se refiere al carcter latertico del suelo. Para determinar estos valores son necesarios los ensayos de Mini-MCV y prdida de masa por inmersin (Fernandes, 2006)

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Figura 8. Grfico de Clasificacin MCT (Nogami e Villibor, 1981)

De acuerdo con Barroso (2002), el mtodo MCT se aplica solamente a los suelos que presentan, como mnimo, un 95% de material que pasa el tamiz de abertura nominal igual a 2 mm, teniendo en cuenta las dimensiones reducidas del cilindro de compactacin Mini-MCV.

Vermatti (1988) propuso la utilizacin de un equipo semejante al MCV, desarrollado por Parsons (1976), para el estudio de las caractersticas de los suelos granulares. Este autor estudio suelos que pueden pasar totalmente o tener una parte retenida en el tamiz de abertura igual a 2 mm. Fue presentada una propuesta de modificacin de la clasificacin MCT, incluido un baco de clasificacin, o grupo de suelos transicionales (T), de acuerdo como se muestra en la Figura 9.

El baco presentado por Vermatti (1988) fue denominado MCT-M (M de modificado). Se puede observar en el baco que los suelos transicionales ocupan una faja intermedia entre los suelos que presenta comportamiento latertico y no latertico.

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Figura 9. Abaco de clasificacin MCT modificado (Vertamatti, 1988)

Con el fin de simplificar los ensayos necesarios para la clasificacin de los suelos, utilizando menor cantidad de muestra y equipamiento ms simple, y obtener resultados coherentes de acuerdo al comportamiento geotcnico real de los suelos, se desarroll un nuevo procedimiento denominado MCT rpido o Mtodo de las Pastillas propuesto por Nogami y Villibor (1994).

El ensayo consiste bsicamente en el moldeo de cuerpos de prueba en forma de pastillas en un anillo de acero inoxidable con dimensiones de 20 mm de dimetro y 5 mm de altura y tomar las medidas de contraccin (Ct) y penetracin (consistencia) de las pastillas.

ste procedimiento da valores de contraccin diametral y penetracin despus de la absorcin de agua de especmenes de suelo que se introducen en las ecuaciones (1) y (2), para luego determinar el tipo de suelo con la ayuda del grfico de clasificacin MCT Nogami et al (1996) (Figura 10).

Para valores de contraccin entre 0.1 y 0.5 mm

c = (log10 Ct + 1)/0.904 (1)

Para valores de contraccin mayores o iguales a 0.6 mm

c = (log10 Ct + 0.7)/0.5 (2)

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La clasificacin del suelo se determina a partir del grfico de clasificacin de mtodo de las pastillas presentado en la Figura 10.

Figura 10. Grfico de Clasificacin MCT por el mtodo de las Pastillas (Nogami et al., 1996)

En el ao 2002, Godoy y Bernucci propusieron modificaciones al mtodo de las pastillas presentado por Nogami y Villibor (1994). Dentro de los cambios de destaca la mudanza de las dimensiones de las pastillas utilizadas en los ensayos que en estos casos posee 35 mm de dimetro y 10 mm de altura.

Otra importante modificacin realizada a este mtodo es la utilizacin de un minipenetrmetro para obtener los valores de penetracin, que resulta con una menor interferencia en los resultados por parte del operador.

El minipenetrmetro est compuesto por un cono con una abertura de 60 y pesos de 10 y 30 gramos.

Segn los autores este mtodo es la principal propuesta de ensayo en la cuantificacin del fenmeno de irreversibilidad adquirida, total o parcialmente, de los suelos laterticos, realizada de una manera expedita.

La clasificacin se realiza a travs de la gua de identificacin de suelos tropicales presentada en la Tabla 4.

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Tabla 4. Gua de identificacin de suelos tropicales (Godoy & Bernucci, 2002)

Clase de

suelo Caracterstica

del suelo Contraccin

(%) Expansin

(%) Penetracin (mm) cono

de 10 g

Penetracin (mm) cono

de 30 g ndice de

reabsorcin

LATE

RTI

CO

Tpicos > 2 < 1 0 0 Negativo

Arcillosos 6 10,5 4 6 < 0,6

Arenosos 2 a 6 10,5 4 6 < 0,6

Arenas 2 10,5 4 6 < 0,6

TRAN

SICI

ON

AL Arcillosos 6 5,5 a 13 3 a 5 6 a 8 0,3 a 0,9

Arenosos 2 a 6 5,5 a 13 3 a 5 6 a 8 0,3 a 0,9

Arenas 2 5,5 a 13 3 a 5 6 a 8 0,3 a 0,9

NO LA

TER

TICO

Arcillosos 6 > 8 4 8 > 0,4

Sedimentario 2 a 4 9 a 15 6 11 0,4 a 0,7

Arenosos 2 a 6 > 8 4 8 > 0,4

Arenas 2 > 5 4 8 > 0,4

La metodologa de clasificacin usada es la siguiente:

Moldeo: La fraccin de suelo que pasa el tamiz No. 40 es humedecida y espatulada. Se moldean pastillas en anillos de 20 mm de dimetro y 5 mm de altura y se llevan a secar a 60C durante 24 horas.

Contraccin diametral: Despus del secado, se mide la contraccin (C) de las pastillas por la variacin en su dimetro y se determina el c.

Reabsorcin de agua: Los anillos son rehumedecidos en placa porosa saturada durante dos horas. Se observa la expansin, el fisuramiento y el debilitamiento.

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Este ltimo es evaluado por la penetracin de una punta de acero de dimetro de 1,25 mm y una masa de 10 g en la pastilla saturada.

La determinacin del grupo a partir de esta clasificacin expedita muestra en la Tabla 5.

Tabla 5. Determinacin del grupo MCT por clasificacin expedita. (Adaptado de Nogami, 1995)

c Penetracin (mm) Grupo MCT

< 0,5 < 0,3 LA

3,1 a 3,9 NA

4,0 NA / NS

0,6 a 0,9 < 2,0 LA-LA

2,1 a 3,9 NA-NS

4,0 NS-NA

1,0 a 1,3 < 2 LA

2,1 a 3,9 NA

4,0 NS

1,4 a 1,7 < 2 LA-LG

2,1 a 3,9 NA/NG-NS

4,0 NS-NG

1,8 < 2 LG

2,1 a 3,9 NG

4,0 NG

Donde,

- LA: Arenas laterticas - LA: Suelos arenosos laterticos - LG: Suelos arcillosos laterticos - NA: Arenas no laterticas - NA: Suelos arenosos no laterticos - NS: Suelos sedimentarios no lateriticos - NG: Suelos arcillosos no laterticos - El smbolo (-) indica opcin equivalente y el smbolo (/) opcin decreciente.

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4.5.2 Correlacin entre el sistema MCT y el AASHTO y el USCS De acuerdo a Nogami y Villibor (1995), la clasificacin MCT presenta la siguiente correlacin con las clasificaciones AASHTO y USCS:

Tabla 6. Clasificacin MCT y diversos grupos de suelos integrados (Modificado de Nogami y Villibor, 1995)

Granulometra tpica

Arcil

las

Lim

os

Are

nas

Li

mos

as

Lim

os

Lim

os Ar

enos

os

Arcil

las

Arcil

las

are

no

sas

Arcil

las

limo

sas

Lim

os ar

cillo

so

Are

nas

Li

mos

as

Are

nas

Ar

cillo

sas

Arcil

las

Arcil

las

are

no

sas

Arcil

las

limo

sas

Lim

os Ar

cillo

so

Comportamiento N = No Laterticos L = Latertico Grupo MCT NA NA NS NG LA LA LG Grupos tradicionalmente obtenidos de muestras clasificadas en grupos MCT discriminados en tipos de columnas

USCS

SP SM

SM SM CL ML MH

MH CH

SP SC SC

MH

SC ML

ML CH

AAST

HO

A-2

A-2 A-4 A-6

A-7-5 A-2 A-2 A-4

A-6 A-7-5 A-4 A-5

A-7 A-7-5

4.6. Ensayos de caracterizacin Propiedades elementales de los suelos

Para determinacin de las caractersticas y propiedades elementales de los suelos, se efectuaron los siguientes ensayos y parmetros que se relacionan a continuacin:

Granulometra, porosidad e ndice de vacos, humedad, peso especfico y grado de saturacin, plasticidad (lmites de atterberg), compactacin de suelos, compactacin CBR, resistencia a esfuerzo cortante, ensayo edomtrico o de consolidacin.

Una descripcin detallada de cada uno de estos ensayos se presenta en el anexo 3.

Algunos parmetros y ensayos que no son de uso frecuente en la Geotecnia se muestran a continuacin:

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4.6.1 Suelos colapsables

Por definicin, colapso es la repentina prdida de volumen de un suelo bajo la accin de agentes exgenos. Esta prdida de volumen se traduce en consecuencias superficiales asociadas a una alteracin rpida de la resistencia y a un desmoronamiento estructural interno al momento en que el suelo absorbe cantidades importantes de agua, sin que haya una variacin en las presiones exteriores aplicadas. (Bell, 2000)

Los suelos colapsables suelen presentar una gran variedad de formas y tamao de partculas, aunque la mayora de ellos poseen granos de forma redondeada. Se presenta este problema en suelos limosos y ocasionalmente en arenas y gravas. No es raro encontrar que contengan adems un cierto contenido de arcilla. (Bell, 2000)

De acuerdo con Bell, 2000, los suelos como loess (material sedimentario arcilloso y calcreo transportado por el viento, que forma suelos permeables y muy frtiles), brickearth (es un depsito superficial de estructura homognea de arcilla o limo) y ciertos sedimentos transportados por el viento puede tener el potencial de colapso. Sin embargo, estos depsitos transportados por el viento no son los nicos suelos que son capaces de colapsar. Algunos Saprolitos, especialmente los derivados de granitos, tambin pueden presentar un potencial de colapso. Los suelos colapsables, normalmente poseen textura porosa con relaciones altas de vacos y tienen densidades relativamente bajas. A menudo tienen suficiente espacio vaco en su estado no saturado para mantener su contenido de humedad entre el lmite lquido a la saturacin. En un contenido natural de humedad bajo, estos suelos poseen una fuerza aparente alta, pero son susceptibles a grandes reducciones en la relacin de vacos cuando se mojan. En otras palabras, el equilibrio lmite de la textura de colapso es el vnculo entre los granos que se destruye cuando el suelo est mojado. Por lo tanto, el proceso de colapso representa una reordenacin de las partculas del suelo dentro de un estado denso interno. El colapso en estado de saturacin, dura normalmente slo un corto perodo de tiempo, aunque para la arcilla este periodo tiende a ser ms largo.

4.6.2 Determinacin del Potencial de Colapso

Su finalidad es determinar o evaluar la susceptibilidad al colapso de una muestra de suelo, la que podr sufrir un asentamiento adicional originado por la inundacin de la muestra.

Existen varias formas de determinar el potencial de colapso de un suelo, considerando diferentes parmetros, como lo son los basados en los ndices

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fsicos y en los lmites de Atterberg, presentados por FEDA en 1966; los basados en la granulometra presentado por Handy en 1973 y los basados en los ensayos edomtricos, que ser el que nos ocupe en esta tesis.

El procedimiento para el clculo del ndice de colapso se realiza a partir del ensayo de consolidacin edomtrico duplo que consiste en lo siguiente:

Se realizan dos ensayos edomtricos sobre las mismas muestras, cargndolos inicialmente con 1kPa hasta la estabilizacin de las deformaciones. En uno de los cuerpos es mantenida la humedad natural, mientras el otro es inundado hasta su saturacin en el equipo. Los ensayos son cargados progresivamente, aplicando cada carga despus de la estabilizacin de las deformaciones. Despus de la mxima carga se procede a la descarga. La interpretacin de los resultados se realiza a partir de los grficos e vs log v (Ver figura 11).

Figura 11. Grafico e vs log v para el ensayo edomtrico de colapso

Interpretacin del potencial de colapso (CP).

En 1975, Jennings y Knight propusieron una escala de estimacin del peligro de colapso de acuerdo al potencial calculado, el cual se indica en la Tabla 7.

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Tabla 7. Tabla de riesgo de colapso de un suelo de acuerdo a su potencial de colapso (Despus de Jennings y Knight, 1975) (Bell, 2000)

Potencial de colapso ( CP ) ( % ) Riesgo de colapso 0 - 1 No hay problemas 1 - 5 Problemas moderados 5 - 10 Problemas 10 - 20 Problemas graves

> 20 Problemas muy graves

4.6.3 Las fuerzas superficiales y la succin

Entre las fases aire-agua-suelo se producen contactos donde se desarrollan una serie de fuerzas de atraccin y repulsin, cuyo origen es gravitatorio o elctrico. En las zonas de contacto entre fases se combinan las fuerzas de cohesin propias de cada fase, y las fuerzas de adhesin entre fases distintas. En un suelo no saturado ocurre en las interfases aguapartculas, airepartculas, aire agua y aireaguapartculas. De los cuatro, los contactos aire-agua y aire-agua-partculas son los ms importantes. (Alonso, 2008)

Las molculas de agua en el interior de fluido se ven sometidas a unas fuerzas de atraccin istropas, en todas las direcciones, por las molculas que las rodean, pero en la superficie del fluido no es as, ya que solo existen la mitad de molculas que rodea a las dems. Esta falta de atraccin en la otra direccin produce una descompensacin y por lo tanto, una fuerza neta hacia el interior de fluido sobre las molculas que se encuentran en la superficie. Entonces, el agua tiende a tener la mnima superficie en contacto con el aire, y en cada punto, la fuerza resultante sobre las partculas es perpendicular a esa superficie. Este efecto produce que la superficie resultante sea semiesfrica, y se llama menisco. (Alonso, 2008)

La relacin entre el radio de curvatura del menisco y la diferencia de presin entre las fases de agua y aire viene dada por la ley de Jurin (1718):

= !"#$%

y son la presin de aire y de agua respectivamente, es la tensin superficial en la superficie de contacto entre fases agua-aire, y es el ngulo en el enlace entre el menisco y la partcula slida.

Se puede observar que en el menisco la presin de agua es inferior a la presin de aire, y esta diferencia, es ms grande cuanto ms pequeo es el radio r. Si

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se toma como presin de referencia (el cero) la presin atmosfrica, implica que la presin de agua entonces es negativa. Schofield (1935) fue el primero en usar el trmino succin del suelo para representar una deficiencia de la presin de agua en los poros de algunos suelos no saturados, los cuales podan absorber agua a presin atmosfrica si se les aada. El trmino succin define el estado de esfuerzos en el interior de un suelo que se produce por las fuerzas de superficie, capaces de retener agua en su interior. Es un parmetro crucial para el entendimiento del comportamiento deformacional de un suelo parcialmente saturado. El flujo de agua a travs de los suelos no saturados se controla por el gradiente del potencial total del agua. El potencial del agua puede expresarse como la suma de tres componentes:

Potencial gravitacional, causado por la elevacin del agua del suelo con respecto a un nivel de referencia.

Capilar o potencial matricial, causado por efectos de la tensin superficial.

Potencial osmtico, causado por la concentracin de iones disueltos en el agua del suelo.

Los dos ltimos potenciales, matricial y osmtico definen y forman lo que se denomina succin. Diversos autores han estudiado experimentalmente el efecto que tiene cada una de las componentes de la succin sobre el comportamiento del suelo. Si bien es reconocida la influencia de la succin matricial sobre la respuesta deformacional y resistente del suelo, no existe evidencia clara sobre el efecto de la succin osmtica. Fredlund (1979) o Alonso (1987) consideran suficiente a la succin matricial para describir el comportamiento mecnico de un suelo. Sin embargo, algunos autores como Jimnez Salas (1973) reportan variaciones de volumen al cambiar la succin osmtica.

La succin matricial se define como la diferencia entre presin de aire de los poros y presin de agua, (Fredlund, 1979 y Alonso, 1987). El valor de esta succin matricial de poros ( ) depende de la tensin superficial y el radio de curvatura del menisco. Debido a que en los poros pequeos los radios de curvatura son menores, se desarrollan succiones matriciales ms altas en suelos arcillosos que en los suelos granulares. (Barrera et al, 2004)

4.6.3.1 Succin Matricial. La succin matricial puede ser determinada a travs del mtodo de papel filtro por medio de la Norma ASTMD5298-92.

Este mtodo se basa en que un suelo con cierta humedad, cuando est en contacto con un papel filtro de una humedad menor, hace que este ltimo absorba una cierta cantidad de agua del suelo hasta que el sistema entre en

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equilibrio; existe una relacin entre la succin y la humedad del papel filtro y puede ser obtenida por la curva de calibracin (Marinho, 1995).

Para humedades de papel filtro > 47%, la succin (kPa) = 10(6.05-2.48*log w)

Para humedades de papel filtro 47%, la succin (kPa) = 10(4.84-0.0622* w)

Finalmente conociendo la humedad de cada papel se tiene la succin de todas las pastillas y graficando estos datos con la humedad de los cuerpos se obtiene la curva caracterstica del material o curva de retencin de agua del material.

4.6.4 Caracterizacin qumica

Para conocer el efecto de la meteorizacin en la composicin qumica del perfil de un suelo estudiado, pueden evaluarse algunos parmetros como lo son el pH, en agua y en solucin de cloruro de potasio KCl, las proporciones de los elementos mayores (calcio (Ca), potasio (K), magnesio (Mg), fsforo (P), aluminio (Al)), el contenido de materia orgnica, y la capacidad de intercambio catinico efectiva o suma de cationes de cambio (C.I.C.E).

El pH, es la relacin entre el contenido de protones y iones de OH y determina el grado de acidez o alcalinidad de un suelo (Jaramillo, 2002). El valor obtenido depende de la relacin suelo agua. El pH decrece con el aumento en la concentracin de sales neutras en la solucin y con el incremento en la cantidad de sales de CO2 disuelto.

Segn el pH medido en agua (Jaramillo, 2002), los suelos se agrupan en:

- Suelos cidos: pH < 6.5. Los suelos cidos predominan en Colombia. - Suelos neutros: 6.5 < pH < 7.3 - Suelos bsicos: pH > 7.3

El pH puede ser determinado tambin en KCl y la diferencia entre este y el pH en H2O (pH=pHKCl-pHH2O), es utilizado como un parmetro de evaluacin del perfil de meteorizacin (Camapum, 2004), donde:

- pH>0 Indica predominancia de oxi-hidrxidos de hierro y aluminio en el suelo

- pH

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adsorben iones de la fase acuosa liberando al mismo tiempo otros iones en cantidades equivalentes, establecindose un equilibrio entre ambas fases.

Las causas que originan el intercambio inico son los desequilibrios elctricos de las partculas del suelo. Para neutralizar las cargas se adsorben iones, que se pegan a la superficie de las partculas. Quedan dbilmente retenidos sobre las partculas del suelo y se pueden intercambiar con la solucin del suelo. Cuanto ms superficie tenga el material y ms desequilibrada se encuentre, ms iones se fijaran. Segn se intercambien cationes o aniones se habla de capacidad de intercambio catinico (es el ms importante) o aninico, respectivamente.

La capacidad de intercambio catinico (CIC) se expresa en miliequivalentes por 100 g de suelo, y es una medida de la cantidad de cationes fcilmente intercambiables que neutralizan la carga negativa existente en el suelo.

La carga negativa de los constituyentes minerales del suelo deriva principalmente, de:

- Sustitucin isomrfica dentro de la estructura laminar de los filosilicatos, - Disociacin de grupos funcionales cidos en las aristas y superficies

externas de arcillas y en compuestos orgnicos,

La carga negativa originada por la sustitucin isomrfica es permanente e independiente del pH, nivel de electrolitos o composicin de la solucin externa. La carga negativa derivada de la disociacin de grupos funcionales vara en magnitud de acuerdo al pH, no es por lo tanto una carga permanente sino variable.

Los factores que hacen que un suelo tenga una determinada capacidad de cambio de cationes son varios, entre ellos:

- Tamao de las partculas. Cuanto ms pequea sea la partcula, ms grande ser la capacidad de cambio.

- Naturaleza de las partculas. La composicin y estructura de las partculas influir en las posibilidades de cambio de sus cationes.

En la tabla 1 se puede observar los valores tpicos en miliequivalentes por 100 g de suelo de los minerales de arcilla (CIC).

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4.6.5 Caracterizacin mineralgica - Difraccin de rayos-X

El mtodo de determinacin de la mineraloga del suelo por difraccin de rayos X, es un mtodo comnmente utilizado para la identificacin de los minerales del suelo de grano fino, como las arcillas, que no pueden verse usando equipos pticos, adems permite dilucidar estructuras cristalinas del suelo estudiado en caso de poseerlas; permiten determinar los espaciamientos entre los planos atmicos de los minerales y los ngulos a los cuales se dan las difracciones de los rayos-X, parmetros que son conocidos para muchos materiales cristalinos, lo que permite su identificacin por comparacin. (Valencia, 2005)

La difraccin de rayos-X ocurre cuando una onda encuentra una serie de obstculos espaciados regularmente, tal que son (1) capaces de dispersar la onda, y (2) que los espacios son comparables en magnitud a la longitud de onda. Por otro lado, la difraccin es consecuencia de las relaciones especficas de las fases que se establecen entre dos o ms ondas que han sido dispersadas por obstculos.

Considerando las ondas 1 y 2 de la Figura 12, las cuales tienen la misma longitud de onda () y estn sobre el mismo plano O-O`, y suponiendo que ambas ondas son dispersadas de tal manera que siguen diferentes trayectorias. La relacin de fase entre las ondas dispersadas, dependen de la diferencia del patrn de longitud del camino recorrido. Una posibilidad es que esta diferencia de longitud del camino recorrido sea un nmero integral de longitudes de onda. Como se nota en la Figura 12 (a), estas ondas dispersadas (ahora denotadas 1`y 2`) estn en fase. Se dice que se refuerzan mutuamente (interferencia constructiva) y, cuando las amplitudes son aadidas, la onda resultante se intensifica como se muestra en la parte derecha de la Figura 12. Esta es una manifestacin de difraccin, y la referimos como un rayo difractado compuesto de un gran nmero de ondas dispersadas, que se refuerzan unas con otras. (Barceinas, 2004)

Otras relaciones de fase son posibles entre las ondas dispersadas que no resultan en un reforzamiento mutuo. La otra situacin extrema se demuestra en la Figura 12 (b), donde la diferencia de las longitudes de los caminos recorridos despus de la dispersin es un nmero integral de la mitad de la longitud de onda. Las ondas dispersadas estn fuera de fase esto es, se cancelan las amplitudes correspondientes o se anulan una a la otra, interfieren destructivamente (p.ej. la onda resultante tiene una amplitud cero), como se indica en el lado derecho de la Figura. Es claro que una relacin de fase intermedias entre estos dos casos extremos es posible, dando como resultado un reforzamiento parcial

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Figura 12. Longitudes de ondas en difraccion de rayos X (Barceinas, 2004)

(a) Demostracin de cmo dos ondas (1 y 2) que tienen la misma longitud de onda y que estn en fase despus del evento de dispersin (1`y 2`) interfieren constructivamente una con la otra. (b) Demostracin de cmo dos ondas ( 3 y 4) que tienen la misma longitud de onda y que llegan a estar fuera de fase despus del evento de dispersin (3`y 4`), interfieren destructivamente una con la otra.

La Ley que rige el comportamiento de estas ondas es la ley de Bragg, en la cual los rayos-X son un tipo de radiacin electromagntica que tiene una alta energa y longitudes de onda muy cortas, las longitudes de onda son del orden de espacios atmicos de los slidos. Cuando un haz de rayos-X incide sobre un material slido, una porcin de este rayo se dispersar en todas las direcciones por los electrones asociados a cada tomo o in que est dentro del camino del haz. Consideremos ahora las condiciones necesarias para la difraccin de rayos-X por un arreglo peridico de tomos. Si se tienen dos planos de tomos A-Ay B-B , como se muestra en la Figura 13, que poseen los mismos ndices de Miller h,k y l, y estn separados por la distancia interplanar dhkl . Asumiendo que un haz de rayos-X de longitud de onda , paralelo, monocromtico y coherente (en fase) incide en estos dos planos con un ngulo , dos rayos de este haz (1 y 2), son dispersados por los tomos P y Q. Ocurrir una interferencia constructiva entre los rayos dispersados (1y 2) a un ngulo de

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los planos, si la diferencia de la longitud del camino recorrido entre 1-P-1y 2-Q-2 (p.ej., SQ +QT ) es igual a un nmero n, de longitudes de onda. (Barceinas, 2004) Esta es la condicin de difraccin:

n = S)Q+ , Q+T+

Figura 13. Condiciones geomtricas para difraccin de rayos-X de acuerdo con la ley de Bragg (Barceinas, 2004)

W. L. Bragg visualiz la difraccin de rayos-X en trmino de reflexiones provenientes de los planos de un cristal, dando como resultado la simple relacin (conocida como la Ley de Bragg):

n = 2dhkl sin

Para que una familia de planos cristalogrficos difracte, la diferencia del camino recorrido por ondas dispersadas sea un mltiplo entero de la longitud de onda:

(SQ +Q+T) = nl = (dhkl sin + dhkl sin) = 2dhkl sin

Cuando esta condicin no se cumple, se obtiene interferencia destructiva. La difraccin de rayos-X de cristales cbicos est condicionada de la siguiente manera:

a) cbica P.- todos los planos difractan

b) cbica F.- los ndices hkl son todos pares o impares

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c) cbica I.- la suma de los ndices hkl sea un nmero par

F = /f123245675895:;;

Los rayos-X inciden sobre el cristal y penetran a una profundidad de varios millones de capas atmicas que al ser difractados pueden estar en fase o fuera de fase, en el primer caso, las ondas se refuerzan y son registradas como picos. Las que estn fuera de fase, provocan interferencia y se anulan, allanando el perfil (Mendes, 2004).

Foto 1. Equipo para difraccin de rayos X.

4.6.6 Caracterizacin estructural - Microscopio electrnico de barrido (MEB) La distancia focal (alrededor de 2 nm) y su gran profundidad de campo, que permite una visualizacin tridimensional, hace especialmente valioso el MEB para el estudio de la microestructura, composicin qumica del suelo y confirmacin de la presencia de minerales especficos a partir de sus morfologas caractersticas. (Valencia, 2005)

El Microscopio Electrnico de Barrido contiene componentes similares a los del microscopio ptico, un sistema de iluminacin, un juego de lentes y un sistema de proyeccin de imgenes (Mesa y Solano, 2004). Un rayo de electrones se acelera a travs de un campo electrnico, adquiriendo energa cintica, incidiendo sobre la muestra y provocando una disipacin de una serie de seales que generan la imagen.

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4.7. Estabilidad de taludes en vas terrestres

De acuerdo con Matilde Gonzlez Caballero (2001) en el estudio tenso-deformacional del terreno, y cuando esto involucra una gran masa o volumen de suelo con una cierta configuracin (escalonada o inclinada), se entra en el campo del anlisis de la estabilidad de taludes y de laderas naturales.

Se acostumbra a emplear el trmino ladera para el perfil que sigue un suelo en contacto con la superficie libre o atmsfera, y ese perfil no es horizontal. A veces se omite el calificativo de natural porque se da por sobreentendido.

En cambio, se suele aplicar el trmino talud al perfil conseguido tras una excavacin (talud en desmonte) o terraplenado (talud en terrapln) no necesariamente vertical, sino con cierto ngulo con la horizontal ( 90), llamado ngulo de talud. (Ver Figura 14)

Figura 14. Partes del talud en una va (Caballero, 2001)

En ambos casos hay una falta de soporte lateral debida al suelo, ahora inexistente. Al desaparecer las tensiones horizontales que lo mantenan en equilibrio, la nueva configuracin comporta otras relaciones de tensiones y deformaciones que buscarn un nuevo equilibrio, con la consiguiente induccin de desplazamientos que tienden a movilizar la resistencia al esfuerzo tangencial (o cortante) del suelo; hasta llegar a un nuevo estado de equilibrio. (Caballero, 2001)

Si la resistencia movilizada es menor que la total disponible, el talud se mantendr estable, con un factor de seguridad (F.S.) mayor que la unidad. Se ha dado por estable el talud con un factor de seguridad mayor a 1.1, pero se est viendo la necesidad de aumentar, por seguridad, ese valor a 1.2 ms. As se puede expresar:

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. . = @AABCCEBFAGH@AABCCEBIJKF L 1.20

Anlisis para la estabilidad y el diseo

De acuerdo con Caballero (2001), los estudios de los principales casos estn basados en frmulas de estabilidad y mtodos rpidos de clculo, en funcin de la geometra y de las condiciones geotcnicas del suelo.

El estudio de la estabilidad se suele centrar en la determinacin de los siguientes valores: (Ver Figura 15)

- la altura: H (distancia vertical entre explanadas superior e inferior del talud);

- la pendiente: (ngulo que forma la cara del frente del talud con el plano horizontal);

- el factor de seguridad, F.S., (se suele fijar un valor >1.2, como seguridad frente al deslizamiento de esa ladera o talud).

. . = P.QRSTSURVURSP.WXYZ[\XQ[S L 1.20

Figura 15. Variables para estudio y anlisis de taludes (Caballero, 2001)

4.7.1 Seleccin del Factor de Seguridad De acuerdo con Jaime Suarez (1998), generalmente el factor de seguridad es un criterio de la estabilidad deseada y es un resultado del buen juicio del ingeniero que debe tomar una decisin. Para cierto tipo de obras los cdigos pueden especificar un valor mnimo exigido para el factor de seguridad.

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Por ejemplo para estructuras de contencin la AASHTO (2001) exige los siguientes factores de seguridad de estabilidad de taludes:

FS 1.3 para cargas estticas.

FS 1.1 para carga ssmica con Kh de 0.5 A.

A continuacin se presenta una Tabla que puede servir como base general para la toma de decisiones sobre factores de seguridad.

Tabla 8. Factores de seguridad para taludes de corte (Suarez, 1998)

Caso Factor de Seguridad para cargas estticas

Si puede ocurrir la prdida de vidas humanas al fallar el talud 1.7 Si la falla puede producir la prdida de ms del 30% de la inversin de la obra especfica o prdidas consideradas importantes.

1.5

Si se pueden producir prdidas econmicas no muy importantes. 1.3 Si la falla del talud no causa daos. 1.2

Generalmente al aumentar el factor de seguridad tambin aumentan los costos requeridos de construccin del talud. En ocasiones la construccin de taludes estables podra resultar no solo costoso sino imprctico, y se debe tomar la alternativa de correr los riesgos inherentes a la construccin de un talud inestable.

4.7.2 Mtodos de anlisis para estabilidad de taludes Existen en el medio diferentes mtodos de anlisis para determinar la estabilidad de taludes. Los ms comunes son:

- Mtodo del crculo de rotura - Mtodo de dovelas (Ver Figura 16) - Mtodos aproximados:

Mtodo ordinario o de Fellenius Mtodo simplificado de Bishop Mtodo simplificado de Janbu Mtodos Precisos: Mtodo de Morgenstern - Price Mtodo de Spencer Mtodo de Sarma

- Soluciones basadas en bacos

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Figura 16. Diagrama de superficie de anlisis por el mtodo de dovelas (Gavilanes, 2002)

Para este trabajo slo se tendr en cuenta los mtodos de Bishop Simplificado y de Janbu Simplificado, que son con los cuales trabaja el programa Slide, que ser el usado para el anlisis de estabilidad de los sitios estudiados.

4.7.2.1 Mtodo simplificado de Bishop De acuerdo con Gavilanes (2002), se tiene que este mtodo presenta las siguientes caractersticas:

- Se aplica slo a superficies de roturas circulares - Es un mtodo similar al de Fellenius, excepto que considera equilibrio de

fuerzas en la direccin vertical. - La solucin es indeterminada, por lo que requiere un proceso iterativo. - Los resultados obtenidos del Factor de Seguridad, tienden a ser ms

altos que en el mtodo de Fellenius. - Proporciona resultados similares a los mtodos precisos.

En la Figura 17 se puede apreciar el anlisis que se realiza por medio del mtodo simplificado de Bishop.

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Figura 17. Obtencin del Factor de seguridad por el mtodo simplificado de Bishop

Las variables de la Figura 17 y 18 se definen como:

c: Cohesin en trminos de tensiones efectivas; [kN/m2]

: ngulo de friccin interna; []

: peso especfico del terreno; [kN/m3]

W: peso especfico del agua; [9,8 kN/m3]

h: altura de la dovela en la parte media; [m]

hW: altura del nivel del agua; [m]

: ngulo positivo o negativo de la base de la dovela con respecto a la horizontal; []

b: ancho de la dovela; [m]

L: Longitud de la base de la dovela; [m]