Origen y Formaciones de Los Suelos

ORIGEN Y FORMACION DE LOS SUELOS

UNIDAD

1ORIGEN Y FORMACION DE LOS SUELOS

Los suelos provienen de las rocas. Su formacin se da a travs de un proceso de transformacin del material que la conforma, llamado meteorizacin o intemperismo, en el cual la roca es atacada por mecanismos de desintegracin y descomposicin que se atribuyen al agua, la atmsfera, las plantas, la vida animal, al clima y al tiempo.

Estos elementos pueden ser clasificados dentro de dos grupos de agentes generadores de suelos, segn su accin se considere de tipo fsico o qumico.

1.1 AGENTES GENERADORES DE SUELOS

Los agentes generadores de suelos pueden incluirse en dos grupos fundamentales: desintegracin mecnica y descomposicin qumica.

La desintegracin se debe a procesos fsicos; es decir, no se produce alteracin de los minerales constitutivos de la roca, sino nicamente una separacin entre ellos. La descomposicin debe atribuirse a procesos qumicos, en los cuales ocurre una transformacin de unos minerales en otros.

Es evidente que los procesos de desintegracin y descomposicin se presentan conjuntamente y en muy pocos casos actan aisladamente. El agrietamiento o fisuramiento de una roca por algn agente fsico, facilita los procesos de descomposicin qumica, pues mayores reas se exponen a la accin de los agentes qumicos, principalmente el agua.

De la misma manera, la descomposicin qumica puede debilitar la roca, hacindola ms susceptible a la accin de los agentes de desintegracin mecnica. Sin embargo los fenmenos pueden darse por separado bajo circunstancias especiales. En estos casos se esperara que la desintegracin mecnica produzca suelos

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arenosos o limosos. La descomposicin qumica por su parte, produce fundamentalmente suelos arcillosos.

El fenmeno de la erosin tambin est asociado al proceso de formacin de suelos, pues a travs de l se dan la remocin y transporte de los materiales producto del intemperismo.

1.1.1 Causas de la desintegracin de las rocas

La desintegracin fsica de las rocas, es el proceso por el cual estas se separan en fragmentos cada vez ms pequeos, como resultado de la accin de fuerzas fsicas.

Dichas fuerzas pueden ser de origen interno, como lo son las desarrolladas por dilatacin y contraccin desigual de las distintas partes de la roca producida por los cambios de temperatura, o las originadas por las expansiones debidas a la transformacin qumica de minerales o a la reduccin de las presiones de confinamiento.

O pueden ser, fuerzas de origen externo ocasionadas por movimientos del agua, del hielo, de fragmentos de rocas que chocan entre s, etc.

1) Causas de fuerzas de origen interno

a) Cambios de temperatura. En las rocas de grano grueso especialmente, los diferentes coeficientes de dilatacin de los distintos minerales hacen que, al presentarse variaciones grandes de temperatura, se produzcan esfuerzos in-ternos en la masa de la roca que pueden agrietarla y dividirla en fragmentos ms pequeos, hasta desintegrarla. Adems, tambin pueden resultar esfuerzos internos de la dilatacin y contraccin diferencial entre la parte externa y la parte interna de una roca.

Esta causa de desintegracin es muy importante en las regiones desrticas, donde se registran altas temperaturas durante el da y muy bajas durante las noches, lo que produce cambios de varias decenas de grados en el transcurso de un da.

Otro factor asociado a las temperaturas lo constituyen los incendios que son relativamente frecuentes en bosques o en zonas de maleza, los cuales pueden generar calor suficiente para romper las rocas.

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b) Expansiones debidas a la meteorizacin qumica. Cuando ciertos minerales sufren transformacin de tipo qumico, el producto resultante puede adquirir un volumen mayor que el del material original. Este es el caso de la formacin de hidratos a partir de feldespatos, que origina tensiones en la roca que dan lugar, segn se cree, al intemperismo esferoidal conocido como exfo-liacin. Esta consiste en un proceso de separacin de hojas o lajas curvas de la roca grande, a la manera de costras que se van descascarando una tras otra, al cual son ms susceptibles las rocas gneas, tales como el granito, la diorita y el gabro.

c) Expansiones debidas a la reduccin de presiones confinantes. Puede producirse por los movimientos de los macizos rocosos a causas de fallas o deslizamientos de ocurrencia sbita, que producen una descompresin de las masas y un agrietamiento lgico por la reduccin de la presin de confinamiento.

d) La congelacin del agua. Al congelarse el agua que se encuentra dentro de las grietas y fisuras de las rocas, el agua aumenta su volumen, lo que produce grandes esfuerzos internos, ocasionando el fracturamiento de la roca. Este fenmeno tiene mucha importancia en las zonas templadas de la Tierra y en las grandes alturas.

a) La accin de cristales de sales depositados por agua infiltrada. Al degradarse las sales de las aguas dentro de las fisuras de la roca, se produce un efecto similar, lo cual aumenta el agrietamiento de las rocas.

b) El crecimiento de las races de las plantas. Fsicamente acta cuando las races de las plantas ingresan a la masa de la roca por las grietas; el crecimiento de ellas dentro de la masa producir una especie de fuerza de cua, que propicia el agrietamiento del material.

2) Fuerzas de origen externo.

Son las producidas por el movimiento del agua, del hielo, del viento y de los fragmentos de las mismas rocas

Sus principales efectos son:

a) La erosin producida por el agua corriente, cuyo efecto abrasivo por el 3


golpeteo constante contra las rocas produce formas de desintegracin.

b) La abrasin debida al hielo deslizante de los glaciares, que arrastra pedazos de roca consigo.

c) Los golpes y la abrasin mutua producida entre las rocas.

d) El impacto de las olas contra las rocas, en los litorales.e) La abrasin producida por las arenas arrastradas por el viento, en las

regiones desrticas.

En mucha menor escala se tienen la accin del hombre y la de algunos animales, los cuales propician en gran medida la modificacin del relieve, el paisaje y en general de la topografa, a travs de mecanismos de erosin.

1.1.2 Clases de Descomposicin Qumica

Las principales clases de meteorizacin qumica son la oxidacin, la carbonatacin, la hidratacin y la producida por los efectos qumicos de la vegetacin y .

1)Oxidacin. Las rocas cuyos minerales estn constituidos por hierro, aluminio, silicio y en general por minerales ferromagnesianos, son atacados por el oxgeno presente en el agua, formando oxidos y nuevos minerales. De ellos resultan xidos de hierro comunes como la hematita y la limonita, que dan a los suelos colores rojizo, caf o amarillo caractersticos.

2) Carbonatacin. Consiste en la accin del agua lluvia conjuntamente con la del anhdrido carbnico, con la cual se forma cido carbnico, que ataca minerales de hierro, calcio, magnesio, sodio y potasio; como resultado de esta unin se producen carbonatos (solubles) y bicarbonatos (menos solubles) de estos elementos. El cido carbnico es un cido dbil, pero como agente de meteorizacin es muy importante, pues llega en grandes cantidades con el agua de lluvia; su accin, en consecuencia, se muestra con mayor intensidad en regiones de alta precipitacin.

3) Hidratacin. Consiste en absorcin de agua que pasa a combinarse qumicamente con los minerales de las rocas, destruyendo la organizacin de sus molculas y formando nuevos minerales.

La hidratacin convierte los silicatos inestables de aluminio de las rocas cristalinas en minerales arcillosos. Igualmente la hidratacin de los feldespatos

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puede producir minerales arcillosos, en tanto que de la anhidrita puede llegarse a la formacin del yeso.

La intensidad de la meteorizacin qumica depende, en definitiva, de la cantidad de agua que entre en accin y de la magnitud de los cambios de temperaturas, as como de la accin de materias disueltas en el agua como: oxgeno, cido carbnico, amonaco, cloruros, sulfatos, etc.

Es por ello por lo que en los trpicos se presenta ms intensamente el intemperismo qumico que en las otras partes del planeta. En los desiertos la escasez de agua da por efecto abundancia de roca y arenas, resultantes estas ltimas de desintegracin fsica con poca o ninguna descomposicin qumica. En las regiones de altas montaas igualmente, la meteorizacin qumica es poco intensa, debido a las bajas temperaturas; esto da muchas rocas al descubierto. En los trpicos por el contrario, se encuentran de ordinario capas muy espesas de suelo, en especial fino granular, sin alcanzarse la roca sana en profundidades de muchos metros.

4) Efectos qumicos de la vegetacin. Donde hay vegetacin descompuesta, los cidos orgnicos que se desarrollan por ello tienden a aumentar la capacidad de disolucin de las aguas naturales. Algunos tipos de plantas, como los lquenes, tienden a extraer determinados elementos qumicos de las rocas. La accin de races de plantas vivas puede descomponer la ortoclasa, para formarse de ah un mineral arcilloso.

1.1.3 Factores que influyen en la formacin de los suelos

De acuerdo con lo anterior, se puede afirmar que los factores que influyen en la formacin de los suelos son los siguientes:

1) El clima: Es un factor de gran incidencia pues puede determinar el tipo de suelo que se forme. Se considera importante en especial la cantidad de lluvia, la humedad y la temperatura.

2) El material original: llamado tambin material parental.3) La topografa: De influencia importante, pues determina elementos como la can-

tidad de agua de escorrenta, la velocidad con que se mueve por encima del suelo y la cantidad de agua que se infiltra.

4) La vida de las plantas: importante por la accin fsica de sus races y la accin qumica de los cidos hmicos.

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5) El tiempo transcurrido desde que se inici la meteorizacin de un material determinado: Es una variable muy importante porque se requiere de una accin fsica y qumica permanente sobre las rocas durante mucho tiempo. Se ha observado, que con el transcurso del tiempo, la topografa, el clima y la vegetacin van teniendo ms influencia en la formacin del suelo que las propias rocas de las que se form. A veces, sobre una zona extensa se forma la misma clase de suelo, a pesar de ser diferentes las rocas subyacentes. Cuando sucede esto se dice que el suelo est "maduro", lo que quiere decir que ha tenido el tiempo necesario para al-canzar cierto equilibrio.

1.2 SUELOS RESIDUALES Y TRANSPORTADOS

El material resultante del intemperismo fsico y qumico de las rocas puede haber permanecido en el mismo lugar donde se realiz la transformacin a suelo, o puede haber sido llevado a otro sitio por accin de agentes fsicos o geolgicos, siendo depositados en otro lugar. En el primer caso se le llama suelo residual y en el segundo caso se llama suelo transportado.

1.2.1 Suelo Residual

Un suelo Residual es aquel que se encuentra en el mismo lugar de su formacin, directamente sobre la roca de la cual proviene y que tiene dos caractersticas muy importantes que lo identifican: perfil de meteorizacin y un conjunto de estructuras heredadas de la roca madre.

El perfil de meteorizacin consiste en una transicin gradual entre la roca base y la capa superficial, secuencia que da al suelo diferentes propiedades debido a los dife-rentes grados de meteorizacin en la medida en que se profundiza. Es decir existe una meteorizacin diferencial que se evidencia por ser menos intensa a medida que la profundidad aumenta. Se forma por el ataque conjunto de los mecanismos de desintegracin fsica y descomposicin qumica y puede variar considerablemente de un punto a otro, dependiendo de las variaciones locales en el tipo y estructura de la roca, topografa, condiciones de erosin, rgimen de aguas subterrneas y clima.

Las estructuras heredadas consisten en diaclasas, exfoliaciones, juntas, grietas, fallas y otros defectos estructurales que el suelo conserva de la roca original. Su influencia es tal que en muchos casos las propiedades mecnicas de una muestra "intacta" del material no puede considerarse representativa de las propiedades del conjunto.

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Estos suelos se producen principalmente en climas hmedos que favorecen el crecimiento de una capa gruesa de vegetacin , la cual protege al suelo de procesos erosivos, evitando as el transporte de las partculas.

1.2.2 Suelos TransportadosSon los que se han depositado en un lugar diferente al de la roca de la cual proviene. Pueden ser transportados por accin aislada o conjunta de los siguientes agentes:

La gravedad El agua El hielo El viento Los movimientos volcnicos y ssmicos El hombre

De acuerdo con la forma de transporte se dan nombres diferentes a los depsitos de suelos formados por la sedimentacin del material arrastrado. El agente y la forma de transporte y depositacin inciden en el tamao y la forma de las partculas del depsito, as como en la forma de ste y en su homogeneidad o heterogeneidad.

Las denominaciones ms importantes de los suelos transportados son:

1) Depsitos Coluviales Son suelos formados por partculas que han sido transportados fundamentalmente por la accin de la gravedad o por accin conjunta entre sta y el agua, pues este ltimo agente acta notoriamente en la gran mayora de los casos. A los depsitos formados por material que ha rodado por una ladera y se ha acumulado en una parte menos pendiente de la misma se les llama depsitos de talud.

El material que forma los depsitos coluviales es por lo comn sumamente heterogneo, con tamaos de partculas que van desde grandes bloques hasta limo y arcilla; es poco consolidado y de formas irregulares y constituyen por tanto masas bastante porosas que pueden acumular bastante humedad.

2) Depsitos Aluviales Son los que quedan en los lechos de los ros y dems corrientes permanentes de agua, o en sus valles y llanuras de inundacin, por sedimentacin del material arrastrado por ellos. Dado que en su larga historia geolgica un ro puede haber

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cambiado varias veces tramos de su curso, los depsitos fluviales pueden encontrarse en diferentes sitios ms o menos distantes del cauce actual.

El tamao de las partculas arrastradas depende principalmente de la pendiente que tenga la corriente de agua, la cual determina su energa y capacidad de arrastre. Por otra parte, a medida que el ro o quebrada avanza en su curso, la desintegracin de los granos va siendo ms y ms avanzada por la abrasin que produce el rozamiento entre ellos. Es por esto por lo que en los primeros tramos del curso es ms comn encontrar material grueso (gravas y arenas), en tanto que en las partes finales, cuando la corriente recorre por lo general terrenos ms planos, el material acarreado y depositado es de tamao fino (limo, arcilla).

Los depsitos aluviales son los dejados por el material arrastrado por las corrientes de agua en sus aluviones o crecientes. En perodos de lluvias intensas en que el agua de los ros y quebradas inunda las llanuras y las vegas aledaas, van quedando estos depsitos que en muchas ocasiones presentan estrati-ficacin, pero que son muy frecuentemente heterogneos.

Los depsitos de delta son los dejados por un ro cuando sus aguas alcanzan el nivel de base normal del ocano o de cualquier otra masa de agua donde desem-boque; se forma as un depsito extenso que contiene en su mayor parte arenas y lodo, cruzado por varios brazos del ro, con su forma de tendencia triangular a la cual se debe el nombre de "delta".

Cuando la pendiente del curso de agua decrece abruptamente, una gran parte del sedimento transportado se acumula en el lugar del cambio, formando un depsito llamado abanico aluvial o cono de deyeccin.

Es frecuente encontrar depsitos aluviales que forman superficies ms o menos horizontales comprendidas entre taludes o en las orillas de los cauces, los cuales son llamados terrazas aluviales y son de mucha importancia para la ingeniera. Son masas de suelo muy porosas y constituyen las llamadas vegas, zonas agrcolas muy productivas. En algunos casos constituyen depsitos de materiales para uso en la construccin, como las arenas y gravas.

3) Depsitos LacustresSon los que se han formado por sedimentacin en lagos y lagunas existentes o desaparecidas en las zonas de inundacin de los ros. Este tipo de formacin da origen por lo comn a masas de suelo bien estratificadas y con homogeneidad en sus tamaos de partculas, generalmente muy finas; la masa tiende a ser poco densa y en consecuencia muy comprensible y poco resistente.

4) Depsitos Marinos 8


En los mares se forman tipos de depsitos de naturaleza muy diferente. Los unos estn constituidos por partculas que las olas han producido con su accin abrasiva constante por el golpeteo contra las rocas del litoral.

Los otros, por el material acarreado por los ros que desembocan en el mar, que forma los depsitos llamados terrgenos. Otros, compuesto de calizas, estn formados por precipitaciones qumicas o restos de organismos. Ms hacia el interior del mar los depsitos se componen principalmente de arcillas finsimas y lodos, procedentes de tierra firme. A medida que se est ms alejado de la costa se hacen ms escasas las partculas aportadas por los ros y el material se compone principalmente de cenizas volcnicas llevadas por el viento y de sedimentos orgnicos.

En los depsitos marinos la composicin y la estratificacin son mucho ms uniformes que en los fluviales.

5) Depsitos Elicos Son los constituidos por las partculas arrastradas por el viento (la palabra se deriva de Eolo, nombre del dios del viento en la mitologa griega). Son caractersticos de regiones desrticas, o muy secas y ridas; son muy homogneos en el tamao de partculas, pero de formas que no son estratificadas. Se da el nombre de dunas o depsitos de arena transportada por el viento.

6) Depsitos glacialesSon los producidos por las partculas que han sido arrastradas por los glaciares, que son enormes masas de hielo en movimiento, o por las aguas resultantes de la fusin de estos. Como bien se sabe, en el pasado tuvieron lugar en el hemisferio norte de la tierra varias glaciaciones, en las cuales grandes masas de hielo en aumento se extendieron en direccin al sur, a partir del ocano rtico, y se fundieron despus de perodos de tiempos largos.

Entre los diferentes tipos de depsitos son quiz los ms heterogneos; en ellos se encuentran comnmente tamaos de fragmentos que van desde piedras grandes hasta partculas de arcilla. Tambin hay formaciones estratificadas de origen glacial, como lo son los depsitos en lagos formados al quedar bloqueadas las aguas de fusin de los glaciares.

1.3 MINERALES CONSTITUTIVOS DE LOS SUELOS

1.3.1 Minerales de los Suelos Gruesos9


Mineral es una sustancia inorgnica y natural que tiene una estructura interna determinada por un cierto arreglo especfico de sus tomos e iones. Su composicin qumica y sus propiedades fsicas son fijas o varan entre lmites definidos.

Desde el punto de vista de identificacin, las propiedades fsicas ms importantes son: el color, el lustre, la tonalidad de sus raspaduras, la forma de cristalizacin, la dureza, la forma de sus fracturas y disposicin de sus planos crucero, la tenacidad, la capacidad para permitir el paso de ondas y radiaciones y la densidad relativa.

Los suelos formados por partculas gruesas tienen los siguientes minerales predominantes:

Silicatos, en los que se encuentran el Feldespato, las Micas, el Olivino y la Serpentina

xidos, como el Cuarzo, la Limonita, la Magnetita y el Corindn. Carbonatos, que son la Calcita y la Dolomita Sulfatos, la Anhidrita y el Yeso.

En los suelos gruesos la composicin mineralgica es considerada hasta cierto punto secundaria, pues no interviene para nada en su comportamiento mecnico e hidrulico. Estos dependen fundamentalmente de su densidad relativa y de la forma, tamao y disposicin de sus partculas. No obstante la mineraloga de los suelos gruesos llega a ser importante en algunos casos particulares.

1.3.2 Minerales de los Suelos Arcillosos

Los minerales arcillosos son silicatos de aluminio y de magnesio hidratados en una forma cristalina de estructura relativamente complicada, que se presentan en granos extremadamente finos, de forma laminar, con superficies especficas muy grandes.

La mayora son clasificados en uno de estos tres grupos: Caolinitas, Illitas (o Ilitas) y Montmorillonitas (o Montmorilonitas); tal divisin se hace de acuerdo con su arreglo cristalino, y se ha encontrado que ciertas propiedades ingenieriles similares estn relacionadas con minerales de arcilla que pertenecen al mismo grupo.

Investigaciones mineralgicas con base en el microscopio electrnico y en difraccin de rayos X muestran que los minerales de arcilla tienen una estructura tal que los tomos estn dispuestos en varias capas, a la manera de las pginas de un libro.

1.3.3 Aspectos fsico-qumicos de las arcillas

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Las partculas de arcilla son de forma laminar, en la cual dos dimensiones son muchsimo mayores que la tercera; son de masa muy pequea, presentando por tanto, una gran superficie especfica. Esta caracterstica es conocida como la relacin entre la superficie de las partculas por unidad de masa.

Las dimensiones laterales de una partcula de Caolinita son del orden de 1000 a 20000, con un espesor de de 100 a 1000 (1=10-4 micrones). Las partculas de Illita tienen dimensiones laterales de 1000 a 5000, con un espesor de 50 a 500. Similarmente, las partculas de Montmorillonita tienen dimensiones laterales entre 1000 a 5000 con espesores entre 10 a 50. Por lo anterior, para una misma masa,

La montmorillonita presentar mayor superficie especfica. Las superficies especficas de la Caolinita, Illita y la Montmorillonita son del orden de 15, 90 y 800 m2/gramo respectivamente.

Como consecuencia, las partculas de arcilla presentan una gran actividad superficial, que se manifiesta por una gran actividad elctrica entre sus partculas, especialmente las montmorillonitas.

En la formacin de las partculas de arcilla intervienen varios tipos de fuerzas:

1. Unin de valencia primaria: Es la unin que se da entre tomos para formar molculas, intercambiando electrones de sus rbitas exteriores. Es un tipo de unin muy fuerte y se da en distancias de 1 a 2 .

2. Unin de valencia secundaria: Se da cuando se unen tomos de una molcula con tomos de otra; son llamadas tambin fuerzas de Van Der Walls y son del orden de 1/100 de veces la unin de valencia primaria. Acta en distan-cias mayores de 5 .

3. Unin Hidrgeno: Un tomo de Hidrgeno es atrado por dos tomos; acta en distancias entre 2 y 3 y es unas 10 veces ms fuerte que la secundaria.

4. Unin Catinica: Cuando un catin (Na+, Ca++, K+, etc.) es atrado por dos molculas cargadas negativamente. Es similar a la de hidrgeno pero mucho menos fuerte e inestable.

5. Unin Coulombica (Electrosttica): Ocurre entre todas las partculas cargadas elctricamente. Dependen de la naturaleza del medio que separa a las partculas. Si es agua, depender de las concentraciones inicas que en ella

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existan.

1.3.3.1 Estructuras de las arcillas

Se tienen dos unidades estructurales bsicas de los minerales de arcilla: la "unidad tetradrica" y la "unidad octadrica".

Una unidad tetradrica consta de un tomo central de silicio rodeado por 4 tomos de oxgeno dispuestos en los vrtices de tringulos equilteros; a esta unidad se le conoce como "Molcula slica". Un cierto nmero de molculas slica pueden combinarse para formar una lmina de slice o la slica. (Ver Fig. 1.1 y 1.2)

Figura 1.1 Representacin Esquemtica de una Molcula Slica

Figura 1.2 Representacin de la formacin de una Lamina Slica

La unidad octadrica consta de un tomo central de Aluminio o Magnesio por encima y por debajo del cual estn dispuestos los iones oxgeno e hidroxilo, formando un cristal de forma octadrica. Si el tomo central es de Aluminio, se tendr una unidad octadrica de aluminio; si lo fuera de Magnesio, se tendr una unidad octadrica de magnesio. (Vase Fig. 1.3)

O -2

Si +4

3O -6

4 O -8

4 Si +16

6 O -12

Representacinsimblica

de una lmina slica

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Figura 1.3 Representacin Esquemtica de una Unidad Octadrica

La unin de 4 unidades octadricas de Aluminio produce una lmina de almina hidratada llamada Gibsita. (Ver Fig. 1.4)

Figura 1.4 Representacin de la formacin de una lamina de Gibsita

La unin de 6 unidades octadricas de Magnesio dar una lmina de magnesio hidratada llamada Brucita.(Ver Fig. 1.5)

Figura 1.5 representacin de la formacin de una lamina de Magnesio

Tanto la Gibsita como la brucita son elctricamente neutras y existen en la naturaleza como tales. En la figura No.2 se da una secuencia de la formacin de

3OH -3

1Al +3

3OH -3

6OH -6

4 Al +12

6OH -6

G

6OH -66 Mg +126 OH -6

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Representacin simblica de una Gibsita


estas lminas.

Formacin de la Caolinita.La estructura bsica de los minerales de este grupo est constituida por la unin de una lmina de almina hidratada (Gibsita) sobre una lmina de slice; esta unin es tanto de valencia como inica, por tanto muy fuerte, con la cual se tiene una capa elctricamente neutra del mineral caolinita; esta combinacin se repite indefi-nidamente. Arreglos diferentes dan lugar a distintos minerales arcillosos con la misma frmula general del mineral caolinita. (Vase figura 1.6)

Minerales del grupo de las caolinitas son: la Caolinita propiamente dicha, la Dickita,la Nacrita, la Haloisita, la Endellita, el Alfano y la Anauxita.

La estructura de las caolinitas hace que las arcillas constituidas por ellas no sean expansivas, ya que el agua no puede entrar en sus retculos; tales arcillas son moderadamente plsticas y tienen una permeabilidad mayor y un coeficiente de friccin interna mayor que las que contienen minerales arcillosos de otros grupos.

Figura 1.6 Representaciones Esquemtica y Simblica de la formacin de la caolinita

Debe mencionarse especialmente el mineral Haloisita que, aunque tiene la misma frmula del caoln, contiene molculas extra dentro de su estructura, por lo cual puede presentarse en partculas de forma cilndrica hueca, en tanto que las del caoln son de forma aplanada.

Formacin de la Montmorillonita.La estructura bsica de los minerales de este grupo est formada por una lmina de magnesia hidratada (brucita) o de almina hidratada (gibsita) colocada entre dos lminas de slice, lo cual da una capa del mineral Montmorilonita, que se repite indefinidamente.

En la unin entre las distintas capas de montmorillonita ocurre un fenmeno llamado "substitucin isomorfa", el cual consiste en la substitucin de un tomo por otro.

6 OH -6

4 Al +12

4O+2OH-10

4 Si +16

6 O -12

GS

GSGS

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Puede presentarse la substitucin de un tomo de Al+++, por uno de Fe++ o Mg++ y queda con una carga residual negativa.

Si el agua presente en el medio contiene cationes tales como Na+, Ca++ o K+, estos son atrados para satisfacer la carga negativa resultante.

La unin catinica en la Montmorillonita depende del tipo de catin presente, pero por lo general es dbil, razn por la cual el agua puede penetrar fcilmente entre las lminas, ocasionando que se separen. Por lo anterior, los suelos que contengan cantidades considerables de montmorillonitas presentan caractersticas muy importantes de expansin.

Junto con las caractersticas de ser expansivas, las arcillas montmorillonticas presentan mucha plasticidad. Cuando se secan despus de estar saturadas se produce retraccin considerable con el consiguiente agrietamiento. Entre los minerales arcillosos, los que tienen ms bajo coeficiente de friccin interna y ms baja permeabilidad son los de este grupo. En la figura 1.6 se muestran las representaciones esquemticas y simblicas de la formacin de las arcillas.

Minerales del grupo de las Montmorillonitas son:

a) Montmorilonita propiamente dicha, la Beidellita, la Nontronita, la Hectorita, la Saponita, la Sauconita, el Talco y la Pirofilita.

6 O -12

4 Si +16

4 O+2OH -10

4 Al -12

4 O+2OH -10

4 Si +16

6 O -12

SGS

SGS+ ++ Ca, Na, K 15


Figura 1.6 Representaciones esquemtica y simblica de la formacin de la Montmorillionita

Algunos de estos alumino-silicatos hidratados tienen en su estructura elementos como el magnesio y el hierro.

Existen unos suelos conocidos como bentonitas, que se forman por lo general a partir de la meteorizacin de cenizas volcnicas. Son unas arcillas montmorillonticas de grano tan fino que al tacto en estado hmedo se experimenta una sensacin como de jabn; son altamente plsticas y expansivas y tienen en ingeniera empleos como los de impedir las fugas en depsitos y canales.

Formacin de la Illita.

La estructura de las illitas son tambin formadas de tres lminas como la de las montmorillonitas: una lmina de almina hidratada est colocada entre dos lminas de slice. Pero adems existen iones de potasio presentes entre las lminas de cristales adyacentes, lo que produce ligaciones ms firmes entre las lminas que en las montmorilonitas. En consecuencia, las illitas no se expanden tanto como las montmorillonitas al absorber agua, aunque s ms que las caolinitas.

Sus coeficientes de friccin interna, as como su permeabilidad, son ms altos que en las montmorillonitas y menos que en las caolinitas.

Otros minerales arcillosos no clasificados en ninguno de los tres grupos anteriores son los siguientes: la Atapulgita, la glaucomita, la Sepiolita, Clorita, la Sericita, la Dispora y la Vermiculita.

SGS

SGS+ ++ Ca, Na, K

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CARACTERISTICAS Y ESTRUCTURAS DE LAS PARTCULAS DE SUELO

UNIDAD

2 CARACTERSTICAS Y ESTRUCTURAS DE LAS

PARTCULAS DE SUELO

, Como se mencion en captulos anteriores el suelo es un sistema de partculas y cada una de ellas puede tener formas y tamaos diferentes y

. entre ellas formar diferentes tipos de estructuras

2.1 FORMA DE LAS PARTCULAS

Las partculas que forman los suelos granulares tienen en general formas , , equidimensionales bastante regulares como esfricas y cbicas cuando son

, , de arenas gravas o limos pero en las arcillas la forma ms comn de las ( 2.1), partculas es de lmina aplanada Figura aunque tambin se encuentran .partculas cilndricas y aciculares

2.1 Figura Formas de las partculas de arcilla

2.2 ESTRUCTURAS DE LOS SUELOS

2.2.1 Estructura de los suelos gruesos

( ) ,Las partculas de los suelos gruesos granulares adoptan arreglos sencillos donde la fuerza que predomina en la disposicin de las partculas es la de la

. gravedad Cada una de las partculas tiene varios puntos de apoyo sobre las . otras A este tipo de arreglos se les denomina Estructura Simple.

,El comportamiento mecnico e hidrulico de un suelo de estructura simple : queda definido principalmente por dos caractersticas su Compacidad

relativa y la Orientacin , , de las partculas entendindose por Compacidad el , grado de acomodo alcanzado por las partculas del suelo dejando ms o . menos vacos entre ellas En suelos muy compactos el grado de acomodo

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LAMINAR ACICULAR


, de las partculas de suelo es alto provocando de esta manera una disminucin en el volumen de sus poros y la capacidad de deformacin bajo

. una carga aplicada al conjunto En los suelos poco compactos el grado de , acomodo es menor aumentando as el volumen de vacos y la capacidad de

. deformacin del suelo

Para tener una idea de la compacidad alcanzada por un suelo de estructura , simple considrese un suelo ideal conformado por partculas esfricas de un . , , mismo tamao Visto de frente perfil o planta los estados ms suelto y ms

2.2. compacto posibles de tal conjunto son los mostrados en la figura

2.2. Figura Compacidad de un conjunto de esferas iguales Los valores de ( ) ( ),n porosidad y e relacin de vacos resultan fciles . , de calcular para cada uno de los estados Para el caso mostrado la relacin 0.91 0.35 de vacos vara entre para el estado ms suelto y para el ms

. , , 47.6% 26.0%.compacto La porosidad entre tanto var entre y

, Para medir la compacidad de un manto de estructura simple Terzaghi , , introdujo una relacin emprica determinable en laboratorio llamada

(Compacidad Relativa Cr) (o Densidad Relativa Dr), la cual es calculada en : funcin de la relacin de vacos del suelo mediante la expresin

:En donde

mxe = .relacin de vacos correspondiente al estado ms suelto del suelomine = relacin de vacos correspondiente al estado ms compacto del

.suelonate = .relacin de vacos de la muestra en estado natural

No es fcil determinar la orientacin de las partculas en una masa de , , , suelo pero sin duda la permeabilidad del suelo vara segn el flujo sea

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Suelo suelto Suelo compacto

Seco

Saturado

e= 0.91n= 47.6 %

e= 0.35n= 26.0 %

min

(%)(%)eeeeDC

mx

natmxrr

==


. normal o paralelo a ella Igualmente una organizacin u orientacin de , partculas puede permitir mayores contactos en una u otra direccin lo

cual da como resultado una mayor capacidad de friccin hacia la direccin .de mayores contactos

, En el mismo sentido la orientacin puede ser determinante en la , deformabilidad de los suelos granulares la cual se da normalmente por

. reacomodamiento de partculas o por distorsin elstica de la masa En , todo caso las estructuras simples de los suelos granulares son de baja a , muy baja compresibilidad aunque puede observarse que las estructuras .ms compactas son menos compresibles que las sueltas

2.2.2 Estructura de los suelos finos

, En los arreglos de partculas de arcilla debido al escaso tamao y peso de , las partculas y a su forma predominan principalmente las fuerzas de

. atraccin elctricas entre ellas Las partculas de arcilla poseen en general , cargas elctricas negativas en sus caras y cargas positivas en los bordes por

, lo que al acercarse dos partculas estas se repelen y solamente se - , generarn contactos borde cara lo que da origen a ciertas estructuras . , particulares Basado en esta concepcin se aceptan varias hiptesis sobre la

. estructuracin de los suelos finos Terzaghi present inicialmente las .conocidas con nombres de panaloide y floculenta

, La estructura panaloide se considera tpica de suelos con tamao de

0.02 granos de mm o un poco menores que se depositan en agua o aire y en las cuales la accin de las fuerzas gravitacionales es menos importante que . las fuerzas elctricas Estos forman pequeos arcos con cadenas de

, partculas tienen grandes relaciones de vacos y pueden soportar cargas , estticas sin embargo no pueden soportar cargas pesadas debido a que la , estructura se rompe resultando as grandes asentamientos en fin se puede

. ( 2.3)decir que es una estructura colapsable Figura

19

2.3 Figura EstructuraPanaloide


La estructura floculenta, se considera tpica de partculas de tamao 0.02 , mucho menor de dimetros de mm las cuales no se sedimentaran por si

, . solas debido a su escaso peso y al llamado movimiento Browniano Para , , sedimentarse estas partculas se unen con otras para formar grumos de

, , mayor peso formando especies de panales pequeos los cuales al depositarse formaran una estructura de panales depositado en medios

, , marinos o lagos a muy baja velocidad con lo cual se obtienen suelos de alta , , porosidad alta compresibilidad muy baja resistencia y las uniones son

( 2.4).electrostticas Figura

, . Dentro de este grupo de estructuras A Casagrande incluy la estructura , compuesta en la cual considera que las partculas que se sedimentan no

tienen necesariamente el mismo tamao y que por lo tanto el producto , final es una estructura formada por partculas de arcilla grumos de arcilla , , .ms pequeas partculas de limo etc

En pocas mas recientes se han introducido como fundamentales los .conceptos de floculacin y dispersin

Las partculas de arcilla poseen en general cargas elctricas negativas en , sus caras y cargas positivas en los bordes por lo que al acercarse dos

, partculas estas se repelen y solamente se generaran contactos borde , cara lo que da origen a estructuras del tipo castillo de naipes o

.floculada

Otro arreglo que se puede dar en las partculas laminares es el denominado estructura dispersa , donde no hay contacto entre las

, partculas sino que estas se mantienen separadas por la repulsin generada por las cargas elctricas del mismo signo en las caras de las . partculas de arcilla

Aunque es lgico pensar en estructuras intermedias solamente se emplearan los trminos floculada y dispersa para describir en forma

. general el tipo de arreglo de las partculas

20

2.4 Figura Estructura Floculenta

GRANULOMETRIA

UNIDAD

3GRANULOMETRA

, La distribucin por tamao de las partculas de un suelo es uno de los primeros aspectos a considerar en la determinacin de las

.propiedades mecnicas de un suelo

, La granulometra o distribucin granulomtrica de un suelo es el fraccionamiento del mismo en diferentes porciones segn el tamao

. de las partculas Estas fracciones se separan haciendo uso de mallas ( o tamices de diferentes aberturas granulometra por escribado o

) tamizado y en partculas de grano muy fino empleando procedimiento de mayor complejidad como medir el peso especfico de una

suspensin de suelo a diferentes tiempos y a distintas profundidades ( ).granulometra por medio del hidrmetro

4.1 GRANULOMETRA POR CRIBADO O TAMIZADO

El anlisis granulomtrico por tamizado tiene por objeto la determinacin cuantitativa de la distribucin de tamaos de

.partculas de un suelo , En este ensayo se emplean diferentes mallas o tamices las que se

denominan por el tamao de su abertura en pulgadas o por el . nmero de aberturas que hay por pulgadas de malla A continuacin

.se presentan las ms usadas

21

GRANULOMETRIA

El procedimiento para determinar la granulometra de un suelo se describe en la norma . . . 123 I N V E ANALISIS GRANULOMETRICO DE SUELOS POR

, TAMIZADO Esta norma describe el mtodo para determinar los porcentajes de suelo que pasan por los distintos tamices de la serie

, 75 ( .200).empleada en el ensayo hasta el de m No

Este ensayo ,consiste en trminos generales en secar una muestra de suelo conocer su peso y proceder a dividirlo en diferentes fracciones por medio de

, , una serie de tamices empezando por los de mayor abertura en algunas , 200 .veces ayudando su paso por el tamiz N mediante lavado con agua

Finalmente se determina el peso seco de las partculas retenidas en cada .tamiz y se calcula el porcentaje de cada fraccin respecto al peso inicial

4.1.1 Proceso de clculo Con respecto al peso total se determina el porcentaje retenido en cada uno

de los tamices y se calculan el retenido acumulado y el porcentaje de .material que pas por cada malla

1 A continuacin se muestra en la tabla N los resultados obtenidos luego de practicarle un ensayo de granulometra por tamizado a un suelo en el

:laboratorio

MALLA O TAMIZ

ABERTURA EN [ ]mm

3 76.202 50.80

1 38.103/4 19.10

12.703/8 9.52

4N 4.76 8N 2.38 10N 2.00 20N 0.84 40N 0.42 60N 0.25 100N 0.149 200N 0.074

22

GRANULOMETRIA

1. Tabla N Ejemplo de clculo de granulometra

La distribucin granulomtrica suele representarse en forma grfica en un , , eje de coordenadas con el tamao de las partculas en las abscisas y los

; 3.1 porcentajes que pasan en las ordenadas en la figura se puede observar .la curva granulomtrica del anterior ejemplo de clculo de granulometra

, El tamao de las partculas se representa en escala logartmica para .conseguir una grfica donde los tamaos finos no queden muy comprimidos

CURVA GRANULOMETRICA

0102030405060708090

100

0.010.1110100DIAMETRO EN mm

% Q

UE

PASA

3.1 Figura Representacin grafica de la granulometra

TAMIZ O MALLA

PESO RET (gr)

% RETENIDO

% RETENIDO ACUMULAD

O% PASA

3/4 " 0 0 0 100N 4 125.3 6.03 6.03 93.97N 10 185.45 8.92 14.95 85.05N 40 254.35 12.23 27.18 72.82N 100 370.34 17.81 44.99 55.01N 200 358.45 17.24 62.23 37.77Fondo 785.23 37.77 100.00 0.0 SUMA 2079.12 100.0

23

GRANULOMETRIA

La forma de la curva da idea de la distribucin de tamaos de las partculas . en el suelo Una curva vertical indica un suelo de un solo tamao de

( ) partculas suelo uniforme y una curva muy tendida indicar gran variedad ( ).de tamaos suelo no uniforme

Como medida de la uniformidad de tamaos de un suelo Hazen propuso el ( ): coeficiente de uniformidad Cu

= Cu D60 / D10: DondeD60 = tamao por debajo del cual quedan las partculas que pesan el 60% .del peso total del material

D10 = 10% tamao por debajo del cual quedan el del peso total del , material llamado por Hazen Dimetro efectivo

3 .Los suelos con Cu menor de se consideran muy uniformes

( ) El coeficiente de curvatura Cc es otro parmetro que ayuda a determinar la : uniformidad de un suelo

= (Cc D30) / ( D60 * D10)

:DondeD30 = 30% tamao por debajo del cual queda el del material

En suelos con cantidades apreciables de partculas de diferentes tamaos el 1 3. Cc est entre y

Siguiendo el ejemplo calcularemos los coeficientes de curvatura y .uniformidad del anterior suelo

3.1 Con base en la curva granulomtrica de la figura calculamos los 10%, 30% 60% dimetros correspondientes al y de las partculas que pesan

% .dicho del peso total del material

D10 = 0.28 mmD30 = 0.7 mmD60 = 2.25 mm

Reemplazando en las ecuaciones anteriores tenemos = Cu D60 / D10 = (Cc D30) / ( D60 * D10) = 2.25/0.28 = 8.04 = (0.7) / (2.25 * 0.28) = 0.777Cu Cc

24

PLASTICIDAD

UNIDAD

4PLASTICIDAD

Se denomina plasticidad a la propiedad que tienen algunos materiales de , , soportar deformaciones rpidas sin rebote elstico sin variar su volumen

.en forma apreciable y sin desmoronarse o agrietarse

4.1 ESTADOS DE CONSISTENCIA DE LOS SUELOS Los suelos finos pueden variar su estado de consistencia dependiendo del

, , contenido de humedad desde un estado slido cuando esta seco hasta un . estado lquido cuando contiene gran cantidad de agua Los estados de

:consistencia en los que se puede encontrar un suelo pueden ser

. En el estado slido el volumen del suelo no vara con el secado En el estado semislido el suelo tiene apariencia de slido y su volumen vara .cuando se seca

En estado plstico el suelo se comporta plsticamente y en estado lquido el . suelo tiene la apariencia y las propiedades de una suspensin

4.2 LIMITES DE ATTERBERG

Los contenidos de agua que estn en la frontera o lmite entre dos : estados de consistencia fueron definidos por Atterberg como

Estado de consistencia

ESTADO LQUIDO

ESTADO SEMILIQUIDO

ESTDO PLASTICO

Aumenta la humedad

Aumenta la consistencia

25

PLASTICIDAD

Limite lquido ( ): LL Un suelo con contenido de agua o humedad por debajo del lmite lquido se encuentra en estado plstico y con

. humedad superior se encuentra en estado lquido Cuando un suelo , fino tiene contenido de agua igual al lmite lquido su resistencia al 25 /corte es de gr cm2.

, Para determinar el valor del lmite lquido se emplea la copa de , Casagrande que es un recipiente en que se coloca el suelo con un

contenido de agua y se hace una ranura de seccin trapezoidal ( 4.1) , Figura para luego golpear contra una base dejando caer la copa

1 ., una altura de cm tantas veces como sea necesario para que la 1/2 . ranura se cierre a lo largo de pulgada El valor del lmite lquido

25 ser la humedad para la cual fue necesario golpear veces para que . la ranura se cerrara Para encontrar el valor del lmite lquido se

3 4 encuentra el nmero de golpes para o contenidos de agua y en 25 , una grfica se interpola el valor de la humedad para golpes Vase 4.2. figura

4.1 Figura Copa de Casagrande

. 4.2. Fig Curva de Determinacin del Lmite Lquido

4.2. La pendiente de la recta de la figura Se conoce como ndice de Fluidez y da idea de la variacin de la resistencia del suelo con la variacin de

. ( ) humedad Cuando la pendiente es baja recta casi horizontal la variacin de ; resistencia es apreciable con pequeos cambios de humedad si la pendiente

es fuerte se necesita un cambio drstico en humedad para producir cambios .en la resistencia del suelo

72

74

76

78

80

82

84

86

1 10 100

NUMERO DE GOLPES

CONT

ENID

O D

E AG

UA E

N %

25

26

PLASTICIDAD

Limite plstico ( ): LP Humedad por encima de la cual el suelo est en .estado plstico y por debajo de ella est en estado semislido o slido

Para determinar el valor del lmite plstico se amasan rollitos de suelo que . van perdiendo humedad por contacto con la superficie de amasado Cuando 3 , los rollitos son de dimetro mm y empiezan a agrietarse el suelo se

encuentra en el lmite plstico y entonces se procede a determinar el . contenido de agua o humedad

Limite de contraccin ( ): LC Humedad por debajo de la cual un suelo est .en estado slido y por encima est en estado semislido

, Para determinar el lmite de contraccin de un suelo fino se seca una . muestra de suelo u se determina su peso y volumen La humedad que

.sature esta muestra de suelo ser el valor lmite de contraccin

ndice de plasticidad: IP = LL LPndice de compresin: Cc = 0.009*(LL - 10)Actividad: A = IP % < 0.002 mmConsistencia relativa: Cr = (LL Wnat) / LPndice de liquidez: IL = (Wnat LP) / IP

4.3 ( )INDICE DE PLASTICIDAD IP

,El ndice de plasticidad mide la magnitud del intervalo de humedades . en que el suelo se comporta plsticamente Se puede calcular como .la diferencia entre el lmite lquido y el lmite plstico

WLC WLP WLLW = 0

ESTADO

SLIDO

ESTADO ESTADO ESTADO

SEMI-SLIDO PLASTICO SEMI-LQUIDO

IP

Estado de consistencia Lmite

27

PLASTICIDADIP = LL LP

CLASIFICACIN DE LOS SUELOS SEGN SU NDICE DE PLASTICIDAD

TRMINO USADO IPRESISTENCIA EN ESTADO

SECOENSAYO DE CAMPO

No plstico 0 - 3 Muy baja Se desmorona fcilLigeramente plstico

4 15 Ligera Tritura fcil con los dedos

Medianamente plstico

15 30

Mediana Difcil triturar con los dedos

Muy plstico > 30 Alta Imposible triturar con los dedos

4.4 ( )INDICE DE LIQUIDEZ IL

Este indica la proximidad de la humedad natural del suelo al valor . :lmite lquido Se calcula como

IL = (Wnat LP) / IP

1.0, Si el valor del ndice de liquidez es superior a el suelo se .encuentra en estado lquido

A continuacin se muestran algunas tablas de clasificacin de suelos

:segn sus propiedades

CATEGORIAS DE LOS SUELOS POR INDICE DE COMPRESIN

COMPRESIBILIDAD INDICE DE COMPRESIN (Cc)Baja 0.00 - 0.19Media 0.20 0.39Alta > 0.40

28

PLASTICIDAD

CLASIFICACIN DE LOS SUELOS POR SU VALOR DE ACTIVIDAD

CONSISTENCIA RELATIVA

ACTIVIDAD A CAMBIOS VOLUMETRICOSBaja (Inactivas) < 0.5 Nulos o bajosMedia (Activas) 0.5 1.25 Medios

Alta (Muy activas) > 1.25 Altos a muy altos

Cr CONSISTENCIA0.00 0.25 Muy blanda0.25 0.50 Blanda0.50 0.75 Media0.75 1.00 Rgida

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Origen y Formaciones de Los Suelos

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