Successfully reported this slideshow.
We use your LinkedIn profile and activity data to personalize ads and to show you more relevant ads. You can change your ad preferences anytime.

2

147 views

Published on

  • Be the first to comment

  • Be the first to like this

2

  1. 1. UNIDAD II Origen, naturaleza de los suelos y las rocas Origen de los suelos El globo terrestre esta constituido por un núcleo de una densidad media muy alta, este núcleo se encuentra rodeado por un manto fluido, el magma. Envolviendo este manto se encuentra la corteza terrestre. Suprayaciendo a la corteza terrestre existe una pequeña capa formada por la desintegración mecánica y descomposición química de las rocas, lo que constituye lo que se conoce como suelo, del cual se trata en la Mecánica de Suelos. El ingeniero civil clasifica los materiales que constituyen la corteza terrestre en dos categorías: suelo y roca. Suelo Es la cubierta superficial de la mayoría de la superficie continental de la Tierra. Es un agregado de minerales no consolidados y de partículas orgánicas producidas por la acción combinada del viento, el agua y los procesos de desintegración orgánica; es fácilmente removible por medios manuales o mecánicos de poca intensidad y que se encuentra sobre roca fija. Los suelos cambian mucho de un lugar a otro. La composición química y la estructura física del suelo en un lugar dado, están determinadas por el tipo de material geológico del que se origina, por la cubierta vegetal, por la cantidad de tiempo en que ha actuado la meteorización, por la topografía y por los cambios artificiales resultantes de las actividades humanas. Las variaciones del suelo en la naturaleza son graduales, excepto las derivadas de desastres naturales.
  2. 2. Roca Es un agregado de minerales unidos por fuerzas cohesivas poderosas y permanentes, que solo puede ser excavado mediante el uso de taladros, explosivos u otro método de fuerza bruta. Todos los suelos tienen su origen, directa o indirectamente, en las rocas sólidas, que se clasifican de acuerdo con su proceso de formación en tres grandes grupos: ígneas (o eruptivas), sedimentarias y metamórficas. Rocas, origen y clasificación Las rocas pueden estar constituidas por partículas minerales agregadas del mismo género, o de distinta estructura cristalina y composición química. En general, las rocas están formadas por varias especies minerales o rocas compuestas. Cuando las rocas están formadas por una sola especie mineral se llaman rocas simples. Los minerales que constituyen las rocas se dividen en esenciales, accesorios y secundarios. Los esenciales definen el tipo de roca de que se trata; los accesorios son materias que pueden o no estar presentes; y los secundarios son aquellos minerales que aparecen en escasa cantidad. La información sobre la petrogénesis de las rocas, se obtiene mayormente atendiendo a la estructura y textura, además de la que complementariamente proporcionan la composición química y mineralógica. Clasificación de las Rocas Según sus orígenes, las rocas se clasifican en ígneas o magmáticas (rocas ígneas intrusitas y rocas volcánicas o ígneas extrusivas), metamórficas y sedimentarias.
  3. 3. Rocas ígneas Se originan a partir de un magma (rocas fundidas a muy alta temperatura). El término ígneo deriva del latín igneus, es decir, ardiente. Las rocas ígneas se solidifican cuando se enfría el magma, sea bajo tierra o en la superficie. Las más antiguas tienen al menos 3.960 millones de años, mientras que las más jóvenes apenas se están formando en estos momentos. El granito es la roca ígnea más corriente, aunque existen más de 600 tipos. Hay dos tipos de rocas ígneas que se distinguen porque en un caso el magma alcanza la superficie terrestre antes de enfriarse y endurecerse, y en el otro no. El magma que cristaliza bajo tierra forma rocas ígneas intrusivas. El que alcanza la superficie antes de solidificarse forma las rocas ígneas extrusivas. Rocas ígneas intrusitas Las rocas ígneas que se forman en profundidad se enfrían más lentamente que las formadas en superficie, por lo que tienden a ser de grano más grueso y no contienen inclusiones gaseosas o de vidrio. Los grandes cristales normalmente se empaquetan de forma compacta, confiriendo un aspecto granuloso a la roca. Hay dos tipos de rocas ígneas intrusivas. Las hipoabisales se forman justo debajo de la superficie, normalmente en diques y sills. Las rocas plutónicas se forman a mayor profundidad y se emplazan en forma de plutones y batolitos. Las rocas ígneas intrusivas quedan expuestas a la superficie si las rocas que las cubren desaparecen por efecto de la erosión. Rocas ígneas extrusivas Si el magma alcanza la superficie terrestre antes de enfriarse, forma rocas ígneas extrusivas de grano fino, también llamadas rocas volcánicas, ya que el magma surge por los volcanes. Las rocas ígneas extrusivas tienen formas fluidas y cristales
  4. 4. de poco tamaño que crecen rápidamente, y suelen contener inclusiones de vidrio y de gas. Composición Las rocas ígneas están compuestas esencialmente por silicatos, generalmente ortosa, plagioclasa, cuarzo, mica biotita, olivino, anfíboles y piroxenos. Cada tipo de roca ígnea contiene distintas proporciones de estos minerales. Clasificación Las rocas ígneas se clasifican según la cantidad de sílice que contienen. También se pueden agrupar por el tamaño de los cristales. El tipo de magma, la forma en que viaja hasta la superficie y la velocidad de enfriamiento determinan la composición y características como el tamaño del grano, la forma de los cristales y el color. El tamaño del grano indica si una roca ígnea es intrusiva (de grano grueso) o extrusiva (de grano fino). Las primeras, como el gabro, tienen cristales de más de 5 mm de diámetro; las rocas de grano medio, como la dolerita, tienen cristales de entre 0,5 y 5 mm de tamaño; por último, las de grano fino, como el basalto, tienen cristales de menos de 0,5 mm. La forma de los cristales es otro indicador del origen de la roca. Un enfriamiento lento permite que los minerales tengan tiempo de desarrollar cristales bien formados (idiomórficos). Un enfriamiento rápido sólo permite la aparición de cristales mal formados (alotriomórficos). El color puede ayudar a establecer la composición química de una roca. Las ácidas de color claro contienen más del 65 por ciento de sílice. Las básicas son oscuras, tienen un bajo contenido en sílice y una mayor proporción de minerales ferromagnesianos oscuros y densos como la augita. Las intermedias se sitúan entre las dos anteriores en cuanto a composición y, por lo tanto, también en color. La figura II-1, muestra algunos tipos de rocas ígneas y la Figura II-1.1 muestra la intemperización del granito
  5. 5. Figura II-1. Tipos de Rocas Ígneas Fuente: Grupo Geotecnia, 2003. Figura II-1.1 La intemperizacion del granito Fuente: Witlow, 1994.
  6. 6. Rocas sedimentarias Se forman en la superficie terrestre o cerca de ella. Normalmente, la roca se fragmenta y se disuelve por acción de la meteorización y la erosión, las partículas se sedimentan y los minerales disueltos cristalizan a partir del agua y forman sedimentos. Los componentes de la roca fragmentada son transportados por el agua y el hielo y, enterrados a poca profundidad, se convierten en nuevas rocas. Las rocas sedimentarias se disponen en capas, las más recientes situadas sobre las más antiguas, lo que permite a los geólogos conocer la edad relativa de cada capa. Las rocas sedimentarias suelen contener fósiles, que pueden ser de utilidad tanto para datar las rocas como para determinar su origen. Existen tres grupos principales: orgánicas, detríticas y químicas. Rocas sedimentarias orgánicas Las rocas sedimentarias orgánicas se forman a partir de restos vegetales o animales. Por lo general contienen fósiles, y algunas están compuestas casi íntegramente de restos de seres vivos. Por ejemplo, el carbón se forma a partir de capas de material vegetal comprimido. La mayor parte de la piedra caliza procede de restos de criaturas marinas. Rocas sedimentarias detríticas Las rocas sedimentarias detríticas están constituidas por partículas de rocas más antiguas que pueden estar situadas a cientos de kilómetros. Las rocas de origen se fragmentan debido a la lluvia, la nieve o el hielo, y las partículas resultantes son arrastradas y depositadas como sedimentos en desiertos, en playas o en los lechos de océanos, lagos y ríos. Las rocas detríticas se clasifican de acuerdo con el tamaño de las partículas que contienen. La arenisca es un ejemplo de roca sedimentaria detrítica.
  7. 7. Rocas sedimentarias químicas Las rocas sedimentarias químicas se forman a partir de minerales disueltos en el agua. Cuando el agua se evapora o se enfría, los minerales disueltos pueden precipitar y formar depósitos que pueden acumularse con otros sedimentos o formar rocas por su cuenta. Las sales son un ejemplo habitual de rocas sedimentarias químicas. Formación de rocas sedimentarias El proceso que convierte los sedimentos no consolidados en roca se denomina litificación. A diferencia de las rocas metamórficas, las sedimentarias se forman cerca de la superficie terrestre, bajo presiones y temperaturas relativamente bajas. Los sedimentos más antiguos quedan enterrados bajo las nuevas capas y se van endureciendo gradualmente por la compactación y la cementación. La compresión que sufren esos sedimentos para formar rocas se denomina compactación. A medida que se van amontonando las capas de sedimentos, las más inferiores van quedando aplastadas por el peso de las superiores. El grado de compresión que pueden soportar depende del tipo de sedimento. El sedimento de grano fino se puede reducir a una décima parte de su grosor original en un proceso del que se obtiene la argilita (roca constituida por arcillas), mientras que la arena se puede comprimir muy poco. Los sedimentos suelen contener una gran cantidad de agua entre las partículas que se expulsan durante la compactación. Los componentes minerales disueltos pueden cristalizar a partir de esa agua y cementar los sedimentos. Los cementos minerales más comunes son la calcita y el cuarzo. Clasificación de las rocas sedimentarias La apariencia de una roca sedimentaria queda determinada por las partículas que contiene. Características como el tamaño y la forma del grano o la presencia de
  8. 8. fósiles pueden ayudar a clasificar este tipo de rocas. El tamaño de los granos de las rocas sedimentarias varía mucho, desde grandes cantos hasta las minúsculas partículas de arcilla. Los conglomerados y las brechas, compuestos de guijarros y cantos rodados, son las rocas sedimentarias de grano más grueso; la arenisca está formada por partículas del tamaño de granos de arena y el esquisto es la roca sedimentaria de grano más fino. La forma de los granos que integran las rocas sedimentarias depende de cómo éstos se han transportado. La erosión del viento crea partículas de arena esféricas y guijarros angulosos. La del agua origina partículas de arena angulosas y guijarros esféricos. Los fósiles son restos animales o vegetales conservados en capas de sedimentos. El tipo de fósil que contiene una roca indica su origen. Por ejemplo, un fósil marino sugiere que la roca se formó a partir de sedimentos depositados en el lecho oceánico. Los fósiles suelen aparecer principalmente en rocas sedimentarias, nunca en las ígneas y raramente en las metamórficas. La figura II-2, muestra algunos tipos de rocas sedimentarias. Rocas metamórficas En la profundidad de la corteza terrestre, las temperaturas y las presiones son altísimas. Dentro de nuestro planeta, el grupo de minerales que compone una roca se puede transformar en otro que sea estable a presiones y temperaturas superiores. Las rocas situadas cerca de un cuerpo de magma caliente se pueden transformar por la acción del calor. Las rocas que han sido enterradas a gran profundidad por la acción de placas tectónicas convergentes pueden transformarse por el aumento de la presión y de la temperatura. Ese cambio se denomina metamorfismo, un proceso que puede modificar cualquier tipo de roca, sea sedimentaria, ígnea o incluso metamórfica. Por ejemplo, la piedra caliza, que es sedimentaria, puede convertirse en mármol, y el basalto, que es ígneo, en una roca verde, anfibolita o eclogita.
  9. 9. Figura II-2. Tipos de Rocas Sedimentarias Fuente: Grupo Geotecnia, 2003. Temperatura y presión Cuanto mayor sea la profundidad a la que esté enterrada una roca, más calor y mayor temperatura soportará. Con cada kilómetro de profundidad la temperatura aumenta unos 25°C y la presión, unas 250 atmósferas. El aumento de la temperatura y de la presión puede transformar las rocas en dos aspectos: pueden cambiar el conjunto
  10. 10. de los minerales presentes en la roca preexistente (la paragénesis) y formar un conjunto nuevo, y también pueden cambiar el tamaño, la forma y la disposición de los cristales en la roca. Ambos procesos pueden causar la destrucción de los cristales preexistentes y generar cristales nuevos por recristalización. El metamorfismo tiene lugar con temperaturas de 250 a 800°C; con temperaturas superiores a 650°C, las rocas se pueden fundir para formar magma y una roca "mixta" denominada migmatita. Metamorfismo regional A medida que se forman las montañas, grandes cantidades de roca se deforman y se transforman debido a un proceso llamado metamorfismo regional. Las rocas enterradas a poca profundidad descienden a mayores profundidades, donde a temperaturas y presiones superiores se pueden formar nuevos minerales. Una zona que ha sufrido el proceso de metamorfismo regional puede ocupar miles de kilómetros cuadrados. Este tipo de metamorfismo se clasifica en grado bajo, medio y alto en función de las temperaturas alcanzadas. La pizarra, el esquisto y el gneis son ejemplos de rocas afectadas por el metamorfismo regional. Metamorfismo de contacto El metamorfismo de contacto se da cuando las rocas son calentadas por un cuerpo de magma. Los fluidos liberados por ese proceso pueden atravesar las rocas y seguir transformándolas. La zona afectada situada en torno a una intrusión ígnea o un flujo de lava se denomina aureola. Su tamaño depende del de la intrusión y de la temperatura del magma. Los minerales de la roca original pueden transformarse de modo que la roca metamórfica resultante sea más cristalina, y en el proceso pueden desaparecer componentes, como los fósiles. Las corneanas son el resultado habitual del metamorfismo de contacto.
  11. 11. Metamorfismo dinámico El metamorfismo dinámico es una forma secundaria de metamorfismo que se da cuando las rocas son comprimidas a causa de los grandes movimientos de la corteza terrestre, en especial a lo largo de sistemas de fallas. Grandes masas de roca se superponen a otras rocas y, en los puntos donde entran en contacto, se forman unas rocas metamórficas denominadas milonitas. La clasificación de las rocas metamórficas Las rocas metamórficas presentan una serie de características comunes. El análisis de la estructura, el tamaño del grano y el contenido mineral puede ayudar a clasificar estas rocas. El término textura hace referencia a cómo se orientan los minerales en el seno de una roca metamórfica. La orientación de los cristales indica si la roca se ha formado como consecuencia de un aumento de presión y de temperatura, o bien, sólo por un incremento de esta última. En las rocas metamórficas de contacto, los minerales suelen estar ordenados al azar. En las de metamorfismo regional, la presión a la que se ha visto sometida la roca suele provocar que determinados minerales se alineen. El tamaño de los cristales refleja el grado de calor y presión al que se ha expuesto la roca. En general, cuantas más altas hayan sido la presión y la temperatura, mayores serán los cristales. Por ejemplo, la pizarra, que se forma bajo poca presión, es de grano fino; el esquisto, que se forma a temperaturas y presiones moderadas, es de grano medio; y el gneis, formado a altas temperaturas y presiones, es de grano grueso. La presencia de determinados minerales en las rocas metamórficas puede ayudar en el proceso de identificación. El granate y la cianita se dan en el gneis y el esquisto, mientras que en la pizarra suelen encontrarse cristales de pirita. La figura II-3, muestra algunos tipos de rocas metamórficas.
  12. 12. Figura II-3. Tipos de Rocas Metamórficas Fuente: Grupo Geotecnia, 2003. Agentes generadores del suelo Los agentes generadores de suelos que actúan sobre la corteza terrestre, por la naturaleza de su ataque producen desintegración mecánica y descomposición química (Badillo y Rodríguez, 1976).
  13. 13. La figura II-4, muestra el esquema de origen de los suelos. Figura II-4. Esquema indicativo del origen y formación de los suelos. La desintegración mecánica Se refiere a la intemperización de las rocas por agentes físicos: movimientos tectónicos, agua, viento, hielo, vegetación, temperatura y el hombre. Este proceso genera los llamados suelos residuos: fragmentos de roca, gravas, arenas y limos. La descomposición química
  14. 14. Se produce por la acción de agentes que atacan las rocas modificando su constitución mineralógica o química, siendo el principal agente el agua y los mecanismos de ataque la hidratación, la oxidación, la carbonatación, la solución, los efectos químicos de la vegetación. Produciendo arcilla como último proceso de la descomposición. Suelos Residuales y Transportados Suelos residuales Los suelos residuales son el producto de la meteorización de las rocas y su comportamiento depende de las propiedades de la roca original y del grado de descomposición. Los deslizamientos de tierra son muy comúnes en suelos residuales, especialmente en los periodos de lluvias intensas. Como características de los suelos residuales pueden mencionarse las siguientes (Brand, 1985): 1. Son generalmente muy heterogéneos y difíciles de muestrear y ensayar. 2. Comúnmente, se encuentran en estado húmedo no saturado, lo cual representa una dificultad para evaluar su resistencia al corte. 3. No pueden considerarse aislados del perfil de meteorización, del cual son solamente una parte componente. Para definir su comportamiento y la posibilidad de ocurrencia de deslizamientos, pueden ser más importantes las características del perfil que las propiedades del material en sí. 4. Generalmente, poseen zonas de alta permeabilidad, lo que los hace muy susceptibles a cambios rápidos de humedad y saturación.
  15. 15. Suelos transportados Son los que han sido trasladados de su lugar de origen, redepositados en otras zonas, son suelos que sobreyacen a otros estratos sin relación directa con ellos. Entre los agentes de transporte se pueden mencionar: agua, viento, hielo, explosiones volcánicas, la fuerza de gravedad. Conforman los denominados depósitos naturales que, por el agente de transporte, se denominan: aluviales, eólicos, lacustre, marinos, volcánicos, piedemonte. Depósitos de Suelos Depósitos aluvionales, son aquellos arrastrados y depositados por el agua en movimiento. El tamaño de sus granos varía desde grandes fragmentos de roca, como los encontrados en los lechos del río, a grava, arena, limo y algo de arcilla. Son, por lo general bien gradados y pueden encontrarse de estado medio a compacto. La compresibilidad de estos depósitos varia de acuerdo al tipo de sedimentos, es decir, los sedimentos finos son de mediana compresibilidad en cambio los sedimentos más gruesos son de baja a muy baja compresibilidad Depósitos lacustres, son aquellos depositados por los lagos; donde éstos actúan como depósitos de sedimentación en los que deposita la mayor parte de los materiales que llevan en suspensión las corrientes que los alimentan. En la zona en que la corriente entra al lago se depositan partículas de mayor tamaño en suspensión como las arenas (grano uniforme) conformando los deltas. Las partículas en suspensión mas finas pasan a las aguas mas profundas, depositándose en estratos horizontales de poco espesor alternándose con partículas mas gruesas que pueden ser llevados mas allá del delta en periodo de arrastre.
  16. 16. Estos depósitos pueden presentar alta a muy alta compresibilidad debido a su alto contenido de materia orgánica coloidal, pudiendo estar compuestos totalmente por material orgánico. Depósitos marinos, estos tienen su origen en la acción erosiva del mar sobre el terreno. Los depósitos a poca distancia de la costa tienen condiciones semejantes a los lacustres, la disposición ocurre en aguas tranquilas. Estos depósitos consisten en estratos horizontales de materiales finos: limos y arcilla. Pueden presentarse acumulaciones de arena calcárea. Los depósitos de costa son muy variados debido a la mezcla y transporte que producen en forma encontrada las corrientes de la costa y las olas. Los materiales llevados al mar por los ríos y sacados del mar por las olas, son arrastrados a lo largo de la costa, depositándose en forma de bancos, se mueven continuamente a lo largo de las costas como un cordón litoral. Las arenas y gravas marinas y los estratos cementados son un excelente apoyo para fundaciones. Depósitos eólicos, son los formados por la acción del viento que al arrastrar partículas de tamaño variable puede hacer que las partículas se depositen en lugares muy distantes de su sitio de origen. Los suelos aerotransportados comprenden dos tipos de depósitos: ¨ Los Loess que son depósitos constituidos por una mezcla uniforme de arena fina cuarzosa con ciertos contenidos de feldespatos y limos, estructurados en forma abierta. ¨ Los médanos que son aglomeraciones de arena suelta que ha sido arrastrada por el viento a poca altura y que se acumulan al chocar con algún obstáculo natural en la
  17. 17. superficie del terreno. Están formados por arena cuarzosa uniformes con algo de mica. Los depósitos eólicos son característicos de regiones áridas con nivel de agua libre a gran profundidad. La compresibilidad de estos depósitos es de media a alta, con baja densidad relativa. Los depósitos eólicos tienen la particularidad de cambiar las propiedades mecánicas bajo saturación debido a cambios de nivel de agua libre o condiciones de flujo de agua. Por tanto, cuando sus condiciones de humedad natural son cambiadas, sufren compactación súbita, denominada hidroconsolidación. Razón por la que se les conoce igualmente como suelos colapsibles. Depósitos pie de monte, son aquellos que se acumulan al pie de los taludes de las montañas debido a avalanchas, deslizamientos o inestabilidad de los materiales superficiales de los taludes. Estos depósitos contienen materiales de toda clase y tamaño de grano que va desde grandes fragmentos hasta fina materia orgánica. Dada la característica heterogénea de estos depósitos, la compresión y la resistencia al esfuerzo cortante son muy variables. Depósitos orgánicos, son depósitos de materiales orgánicos, los depósitos de turba o material orgánico que no se ha descompuesto totalmente, debido a su alto contenido de agua. Los depósitos orgánicos en ocasiones se encuentran estratificados con otros elementos tales como limos o arenas o entremezclados con arcilla. Estos materiales son muy problemáticos para la ejecución de excavaciones por su muy baja resistencia al cortante. Es común, que los materiales orgánicos fluyan al realizar excavaciones o se licuen en los eventos sísmicos.
  18. 18. Minerales Constitutivo de los suelos gruesos Un mineral es una sustancia inorgánica y natural, que tiene una estructura interna característica determinada por un cierto arreglo específico de sus átomos e iones. Su composición química y sus propiedades físicas o son fijas o varían dentro de limites definidos. Sus propiedades físicas más interesantes, desde el punto de vista de identificación son: el color, el lustre, la tonalidad de sus raspaduras, la forma de cristalización, la dureza, la forma de su fractura y disposición de sus planos cruceros, la tenacidad, la capacidad para permitir el de ondas y radiaciones (o luz) y la densidad relativa. La estructura atómico-molecular del mineral es el factor más importante para condicionar sus propiedades físicas. En los suelos gruesos el comportamiento mecánico e hidráulico esta principalmente condicionado por su compacidad y por la orientación de sus partículas, por lo que la constitución mineralógica es hasta cierto punto, secundaria. Suelos formados por partículas gruesas
  19. 19. Minerales constitutivos de las arcillas Los minerales de arcilla se producen de manera primordial por el intemperismo sobre feldespatos y micas. Estos minerales arcillosos están constituidos básicamente por silicatos de aluminio hidratados y en algunas ocasiones silicatos de magnesio, hierro u otros metales también hidratados. Estos minerales tienen, casi siempre, una estructura cristalina definida, cuyos átomos se disponen en láminas, como lo son: la silícica y la alumínica. La primera esta formada por átomo de silicio rodeada de cuatro de oxigeno, disponiéndose el conjunto en forma de tetraedro (tal como se muestra en la figura II- 5.1) estos tetraedros se agrupan en unidades hexagonales, sirviendo un átomo de oxigeno de nexo entre cada dos (02) tetraedros. Figura II-5.1. Esquema de la estructura de la tetraédrica. Whitlow, 1994 Capa tetraédrica Esta compleja estructura cristalina se puede comprender de una manera sencilla considerándola como un conjunto de átomos dispuestos en planos paralelos, que podemos suponer horizontales (Figura II-5.2.). En estos planos los átomos tendrán siempre simetría hexagonal, o más precisamente ditrigonal. Estos planos son (por ejemplo desde abajo hacia
  20. 20. arriba): (Edafología, 2001) Plano 1. Plano basal de los tetraedros. Está formado por un conjunto de átomos de O. En la red hexagonal (seguiremos llamándola hexagonal, para simplificar, aunque ya sabemos que en realidad es ditrigonal) aparecerán huecos (posiciones no ocupadas por O) por exceso de cargas negativas (gobernadas por los cationes que se sitúen en el plano inmediatamente superior). Plano 2. Plano de los cationes de Si del centro de los tetraedros. Se colocan en el hueco que dejan cada tres O. Se disponen formando también una malla de anillos hexagonales. Figura II-5.2. Capas tetraédricas (Plano 1) Figura II-5.3. Capas tetraédricas (Plano 2)
  21. 21. Plano 3. Plano de O y de OH compartidos por tetraedros y octaedros. Los O se sitúan justo encima de los Si, del plano 2, terminando de ocupar el hueco que dejan los O del plano basal (plano 1). Estos tres planos forman la capa tetraédrica. Los O del plano 3 ocupan el vértice superior de los tetraedros y se unen a un Mg y/o Al octaédrico formando parte del plano inferior de los octaedros. Algunos de los vértices de este plano basal de los octaedros no tienen debajo ningún Si tetraédrico por lo que para compensar su carga se une a un H formando un grupo OH. Por tanto los iones que componen este plano se comparten entre los tetraedros y los octaedros (es a su vez el plano superior de los tetraedros y el inferior de los octaedros). Los O de este plano quedan coordinados por abajo al Si de la capa tetraédrica y por arriba al Mg/Al de la capa octaédrica. En este plano se encuentran ocupados todos los nudos de la red hexagonal. Figura II-5.4. Capas tetraédricas y octaédricas (Plano 3)
  22. 22. Figura II-5.5. Unidades Hexagonales. Los tetraedros de este plano 3 son eléctricamente neutros. Efectivamente, en el interior el Si aporta 4 cargas positivas y los oxígenos, al compartirse con otros tetraedros (plano basal) y octaedros (plano superior), aportan sólo una de sus dos cargas, con lo que tendremos en los vértices 4 cargas negativas. Las unidades hexagonales repitiéndose indefinidamente, constituyen una retícula laminar. Las laminas aluminicas, están formadas por retículas de octaedros, dispuestas con un átomo de aluminio o magnesio al centro y seis de oxidrilo alrededor (tal como muestra la figura II-6) ahora es el oxidrilo el nexo entre cada dos octaedros vecinos, para constituir la retícula. (Ver figura II-10) Figura II-6. Esquema de la estructura de la Unidad Octaédrica Fuente: Whitlow, 1994
  23. 23. Capas octaédricas Plano 4. Plano central de los octaedros (que en estas estructuras se consideran apoyados sobre una de sus caras, con su eje principal, eje cuaternario, inclinado). Está constituido por los Mg o Al que se sitúan en los huecos que dejan cada tres O y/o OH del plano 3. Si se trata de Mg se ocupan todas las posiciones, pero si el catión octaédrico es el Al, por su mayor carga (+++ frente a las ++ del Mg) quedan posiciones vacías en la red. Se ocupan, concretamente dos de cada tres posibles y a esa capa se le llama dioctaédrica. A la capa magnésica se le llama trioctaédrica, al ocuparse tres nudos de cada tres posibles. Al igual que en el resto de los planos de estas estructuras los Mg y Al se distribuyen en redes hexagonales. Plano 5. Plano superior de los octaedros. Constituido por O y OH formando la cara superior de los octaedros. Plano compacto, con todos los nudos de la red hexagonal ocupados. Como ocurría con las capas tetraédricas, las octaédricas también son eléctricamente neutras. De las dos cargas de los oxígenos de los vértices sólo una se comparte con el catión octaédrico (Mg o Al), la otra carga se comparte con el silicio tetraédrico de la capa inferior y si no se une a este catión en ese vértice en vez de haber un oxígeno hay un grupo OH (por Figura II-6.1. Capas octaédricas (Plano 4) Figura II-6.2. Capas octaédricas (Plano 5)
  24. 24. Fuente: Edafología, 2001 tanto con sólo una carga negativa). Si el catión octaédrico es el Mg (++) los vértices del octaedro deben proporcionar un total de dos cargas negativas y para ello cada vértice se comparte entre tres Mg (pertenece a tres octaedros), de esta manera cada vértice aporta un tercio de carga y como hay seis vértices tendremos un total de dos cargas negativas por octaedro. En el caso del Al (+++) se necesitan tres cargas negativas en el octaedro y para ello ahora los vértices se comparten entre sólo dos octaedros (cada vértice aporta 1/2 de carga y como hay seis, pues 6 x 1/2 = 3). Capas tetraédricas frente a las octaédricas La disposición de los iones en tetraedros y octaedros parece algo complicado, pero en la realidad es el simple resultado de un empaquetamiento de esferas iguales en tres planos ocupando el mínimo espacio. La distribución de átomos en redes hexagonales es simplemente el resultado del empaquetamiento de átomos iguales para ocupar el mínimo espacio. Por tanto para obtener un plano de simetría hexagonal basta con introducir bolas iguales en un recipiente plano y apretarlas (al moverlas ellas mismas se acoplan dando una simetría hexagonal). Figura II-7. Capas tetraédrica frente a las octaédricas.
  25. 25. Para construir este apilamiento se parte de una esfera y se va repitiendo formando una hilera. Luego se acoplan hileras paralelas y equidistantes de manera que se ajusten entre los huecos (desplazadas media esfera). De este modo se forma un plano de simetría hexagonal. Apilando planos de esferas de simetría hexagonal se origina la estructura. Al plano basal (con huecos, formando anillos hexagonales) se le acopla otro plano compacto (con todos los nudos de red ocupados). Ambos planos se encuentran ligeramente desplazados y girados 60 grados, para que los átomos se acoplen en los huecos. Estos planos están constituidos por aniones de O y OH y se unen por los cationes coordinantes que se sitúan en un plano intermedio y según donde se coloquen aparece la coordinación tetraédrica o la octaédrica. En la Naturaleza es frecuente que los dos primeros planos de aniones O y/o OH queden unidos por un catión tetraédrico, como es el caso del Si, y encima se sitúe otro plano de OH con un plano intermedio de cationes octaédricos (de Mg o de Al) que los une. De lo anteriormente se deduce que los filosilicatos pueden ser considerados como un empaquetamiento de iones O que engloban a diversos cationes (Si, Al, Mg y H), concepto que puede ser aplicado a la Tierra en su conjunto. En resumen, a estructura se origina por un apilamiento de planos paralelos con
  26. 26. Fuente: Edafología, 2001 simetrías hexagonales, alternando los planos de aniones (O y OH) y los de cationes (Si, Al y Mg). Minerales de Arcillas Dependiendo de la distribución de apilación de las láminas, así como del tipo de iones que proveen la unión de las mismas, se pueden identificar cuatro grupos de minerales de arcillas que son: caolinita, ilita, montmorilonita y vermiculita. Grupo de caolinitas, (Al2O3. 2SiO2. 2 H2O) están formadas por una lamina silícica y otra alumínica, que se superponen indefinidamente, la unión entre todas las retículas es lo suficientemente firme para no permitir la penetración de moléculas de agua entre ellas (adsorción). En consecuencia, las arcillas caolinitas serán relativamente estables en presencia de agua. Grupo de montmorilonitas, [(OH) 4.Si8Al4 O20. n H2O] están formadas por una lamina alumínica entre dos silícicas, superponiéndose indefinidamente. En este caso la unión entre las retículas del mineral es débil, por lo que las moléculas de agua pueden introducirse en la estructura con relativa facilidad, a causa de las fuerzas eléctricas generadas por su naturaleza dipolar. Lo anterior produce un incremento en el volumen de los cristales, lo que traduce, macrofisicamente, en una expansión. Las arcillas montmoriloníticas, especialmente en presencia de agua, presentarán fuerte tendencia a la inestabilidad.
  27. 27. Grupo de ilitas, [(OH)4.Ky(Si8-y.Aly) (Al4.Fe4.Mg4.Mg6)O20, con “y”, por lo genera, igual a 1.5] están estructuradas análogamente que las montmorilonitas, pero su constitución interna manifiesta tendencia a formar grumos de materia, que reducen el área expuesta al agua por unidad de volumen; por ello, su expansividad es menor que las de las montmorilonitas y, en general, las arcillas ilíticas, se comportan mecánicamente es forma mas favorable para el ingeniero. Grupo de Vermiculita, este grupo contiene productos del intemperismo de la biotita y la clorita. La estructura de la vermiculitica es similar a la montmorilonita, excepto que los cationes que proporcionan los enlaces entre las láminas son predominantemente de Mg, acompañados por algunas moléculas de agua. Por tanto, tienen propiedades de contracción/expansión similares a los de la montmorilonita pero en menor magnitud. De las propiedades de las arcillas, la capacidad de intercambio catiónico generalmente, controla su comportamiento frente al agua y su inestabilidad (ver figura II-8). A mayor capacidad de intercambio catiónico la arcilla es más inestable. De las motmorillonitas, la motmorillonita sódica o Bentonita es muy conocida en el ámbito de la ingeniería, la cual posee la capacidad de absorber grandes cantidades de agua. El tipo de mineral de arcilla presente y el porcentaje, en proporción con el total de minerales afecta en forma considerable el comportamiento del suelo. Una forma de poder analizar este comportamiento son los Límites de Atterberg o Límites de Plasticidad (Tabla II-2). En general, las otras propiedades de las arcillas, como son sus características de expansión y contracción siguen un mismo patrón ante las propiedades de plasticidad, entre más plástico el material mayor su potencial de expansión y menor su resistencia al cortante.
  28. 28. Propiedades importantes de los minerales de arcilla Desde el punto de vista de la ingeniería, la característica más importante de cualquier mineral arcilloso natural es su forma laminar típica. Varias propiedades ingenieriles importantes son directamente atribuidas a este factor, combinados con otros, tales como lo pequeño de sus partículas y su carga eléctrica negativa superficial. Las principales propiedades que deben considerarse en el contexto de ingeniería son: área superficial, carga superficial y adsorción, capacidad de intercambio básico, floculación y dispersión, expansión y contracción, plasticidad y cohesión. Área superficial. Cuanto mas pequeña y mas laminar sea una partícula, mayor será su área superficial, la relación del área superficial por gramo de masa recibe el nombre de superficie especifica (Se) del suelo. Considérese un cubo sólido de “d” mm de lado y un peso especifico relativo Gs. Área superficial = 6d 2 mm 2 Masa = d3Gs x 10-3 g (II.01) Entonces, superficie especifica, Ss g/mm Gs)*(d )(6x10 S 2 -3 s = (II.02) Carga superficial y adsorción. Los iones que forman la superficie laminar de los minerales de arcilla son O2- u (OH)- , por lo que dichas superficies presentan una carga eléctrica negativa. Puesto que las moléculas de agua son dipolares , esto es, tienen un extremo negativo y otro positivo, se forma una capa de agua que queda unida a la superficie del mineral por medio de un enlace de hidrogeno (H3O)+. En la zona inmediatamente adyacente a la superficie, las moléculas de agua son retenidas en una capa fuertemente enlazada, pero al aumentar la distancia, los enlaces se debilitan y el agua resulta más fluida.
  29. 29. Capacidad de intercambio básico. La carga superficial negativa total exhibida por todos los minerales de arcilla se puede neutralizar de varias maneras: parte por los cationes internos, parte por los enlaces de hidrogeno en la capa acuosa adsorbida y parte debida a los cationes en la capa adsorbida. El remanente de la carga superficial negativa que no se neutraliza internamente recibe el nombre de capacidad de intercambio del mineral, y sus unidades se hacen miliequivalentes por 100 g (me/100 g). En la figura II-8, se muestran algunos valores aproximados. Se estima que el espesor de la capa acuosa adsorbida es del orden de 50 nm. Con esta información es posible calcular el contenido aproximado de humedad adsorbida (wAD) en la siguiente forma. swsAD StSw *05.0** == γ (II.03) donde: t = espesor de la capa = 50 x 10-9 m γw = densidad del agua = 1x106 g/m3 Los valores de la tabla II-1 muestran la gran diversidad de contenidos de agua adsorbida. Además, ciertos minerales como la haloisita y la vermiculita inmovilizan al agua entre las láminas apiladas, y debido a ello, pueden retener densidades bajas con altos contenidos de humedad.
  30. 30. Figura II-8 Estructura y tamaños de los principales minerales de arcilla Fuente: Lambe y Whitman, 1976. Tabla II-1. Contenidos de agua adsorbida 40800Montmorilonita 480Ilita 120Caolinita 1x10-3 0.02Arena de cuarzo (0.1 mm) Contenido aproximado de agua adsorbida (%) Superficie especifica Ss (m2 /g)Mineral Fuente: Whitlow, 1994 Floculación y dispersión. Las interacciones que se desarrollan entre dos partículas próximas entre sí en su solución acuosa, serán afectadas por dos tipos de fuerzas:
  31. 31. a) Atracción entre partículas debida a las fuerzas de enlaces secundarios o de Van der Waals. b) Fuerzas de repulsión debidas a la naturaleza de cargas negativas de la superficie de la partícula y de la capa adsorbida. Las fuerzas de atracción de Van der Waals se incrementan si las partículas se acerca, por ejemplo, esto sucede cuando el espesor de la capa adsorbida disminuye por el proceso de intercambio básico. En los suelos cuya capa adsorbida es gruesa, la repulsión será de mayor magnitud y las partículas permanecerán libres y dispersas. Cuando la capa adsorbida es lo suficientemente delgada para que dominen las fuerzas de atracción, se forman grupos de partículas, en los que se presentan contactos de superficies con aristas (positivo-negativo); en una suspensión, estos grupos se sedimentan en conjunto. A este proceso se le llama floculados (Figura II-9.a). En las arcillas marinas que contienen altas concentraciones de cationes, las capas adsorbidas son delgadas, por lo que resultan estructuras floculadas, en tanto que las arcillas lacustres (agua dulce) tienden a presentar estructuras dispersas (Figura II-9.b) Figura II-9. Estructuras de las partículas de arcillas (a) Floculadas, y (b) dispersas Fuente: Lambe y Whitman, 1976.
  32. 32. Expansión y contracción. Las fuerzas entre partículas y de las capas adsorbidas pueden alcanzar equilibrio en condiciones de presión y temperaturas ambientales constantes, debido al movimiento de las moléculas de agua que salen o entran de la capa adsorbida. Al contenido de humedad del suelo correspondiente a este estado se le llama contenido de humedad de equilibrio (emc). Cualquier alteración de las condiciones ambientales producirá cambios en el contenido de humedad. Si el agua es integrada a la estructura laminar y el aumento de volumen está confinado, se desarrollará una presión de expansión. Cuando la capa adsorbida se comprime, se produce una contracción y lo mismo sucede cuando un efecto de succión reduce el contenido de humedad (por ejemplo, por medio de una evaporación climática). La capacidad de expansión de los suelos de montmorilonita es muy elevada. Los que contienen una proporción sustancial de Ilita, en especial los de origen marino, tienen características de expansión bastante altas; los suelos de menor capacidad de expansión son os caoliniticos. En las masas de suelo, la contracción debida al secado se manifiesta como una serie de cuarteaduras poligonales que se prolongan hacia debajo de superficie. Plasticidad y cohesión. La propiedad mas característica de los suelos de arcilla es su plasticidad, esto, es, su capacidad para adquirir y retener una nueva forma cuando se moldean. Nuevamente, son el tamaño y la forma de las partículas, en combinación con la naturaleza de la capa adsorbida, las que controlan esta propiedad. Los suelos con superficies específicas altos, como los de la montmorilonitas, son los más plásticos y los más compresibles. La consistencia plástica de una mezcla de arcilla/agua, es decir, de un suelo arcilloso, depende en alto grado del contenido de humedad, que es la relación de masa de agua a masa sólida. Con contenidos de humedad bajos, el agua presente es predominantemente la que se sitúa en las capas adsorbidas, por lo que las partículas
  33. 33. de arcilla desarrollan considerables fuerzas de atracción mutua. El efecto enlazante de esta succión produce un cierto tipo de tensión interna que se llama cohesión. A medida que se incrementa el contenido de humedad, el efecto de atracción interparticular se reduce y la cohesión disminuye. Cuando el agua presente es suficiente como para permitir que las partículas resbalen unas sobre otras sin producir grietas de tensión interna (esto es, sin desmoronarse), se dice que el suelo alcanza su límite plástico. Cuando el contenido de humedad se eleva hasta un punto tal que las fuerzas interpartículas/agua están en equilibrio, la mezcla se comporta como un líquido y se dice que está en su límite líquido. Tabla II-2. Valores de Límites de Atterberg para los minerales de arcilla Arcilla Límite Líquido % Límite plástico % Límite de contracción % Caolinita 30 – 100 25 - 40 25 – 29 Aloysita – 2H2O 35 – 55 30 - 45 Aloysita – 4H2O 50 – 70 47 – 60 Illita 60 - 120 35 - 60 15 – 17 Motmorillonita 100 - 900 50 - 100 8.5 - 15 Fuente: Mitchell, 1976
  34. 34. Figura II-10. Estructuras de capas reticulares. (a) Capa de sílice, (b) capa de gibsita, (c) capa de brucita, (d) retículos de dos capas, (e) retículos de tres capas Fuente: Whitlow, 1994 Uso de la Hoja de Cálculo Para el uso de la hoja de cálculo de determinación de la superficie específica de los suelos, debe presionar la tecla “Ctrl” + Botón izquierdo del Mouse en Superficie Específica, y a continuación, introduzca los valores obtenidos en el Laboratorio, tal y cual como se indica en dicha hoja. Superficie Específica
  35. 35. Anexo II-1 Propiedades Tixotrópicas de las Arcillas. Se ha dicho que entre las partículas arcillosas se ejercen fuerzas debidas a las ligaduras fisicoquímicas que manifiestan en sus respectivas películas envolventes de agua y cationes adsorbidos. Un amasado enérgico de la arcilla, puede romper esas ligaduras momentáneamente, lo cual refleja macrofisicamente por una pérdida sensible de las propiedades de resistencia del material. Sin embargo, la mayoría de las arcillas vuelven más o menos lentamente a sus propiedades originales; este fenómeno fue llamado TIXOTROPÍA por PÉTERFI. El fenómeno es consecuencia del restablecimiento de las películas adsorbidas en su primitiva condición. Las arcillas montmoriloníticas presentan la propiedad en grado máximo y recobran muy rápidamente sus características de resistencia, tras un enérgico amasado. Una medida de la tixotropía puede tenerse determinando una vez el limite liquido de una arcilla inmediatamente tras el remoldeo y otra dejando pasar unos minutos después de este; si la arcilla es tixotrópica, el valor obtenido en el segundo caso será mayor que el primeramente obtenido. Terzaghi midió la tixotropía a través de la sensibilidad de las arcillas, o sea de la relación entre la resistencia a la compresión simple correspondiente a los estados inalterados y remoldeado. Según Terzaghi, el valor normal de la sensibilidad de las arcillas oscila entre 2 y 4, llegando a ocho o más en casos en que la propiedad se manifiesta fuertemente (valores cercanos a 100 se han llegado a medir en arcillas extrasensitivas).

×