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Caracterização dos Solos Residuais:
Gênese, Composição e Comportamento observado
Entende-se por solo residual ao material derivado dos processos de alteração e decomposição in situ de maciços rochosos, que não tem sido transportado do seu local original. O mesmo acontece na natureza em perfis de alteração, com uma gradação continua desde a rocha sã não alterada, passando por estágios de rocha branda e solo rijo conservando a estrutura da rocha de origem, até os solos de decomposição contendo depósitos secundários e sem mais semelhança direta com as características da rocha parental (Blight, 1997). Fruto de uma gênese diferenciada, os solos residuais são compostos não apenas de grãos, mais de agregados e cristais de minerais alterados, pontes estabelecidas por cimentos depositados, grumos de argilominerais e partículas de resistência variada, com uma tendência à quebra e desarranjo quando submetidos a carregamentos. Por isto, um conhecimento aprofundado da gênese e composição de solo residual se faz necessário para uma cabal compreensão do seu comportamento mecânico. No que se segue, os aspectos relacionados aos processos de gênese, mineralogia e estrutura são abordados com o objetivo de esclarecer a história formativa destes solos, o que facilitará a compreensão do comportamento observado, que será discutido posteriormente.
Gênese dos solos residuais
Os processos de alteração e decomposição que os maciços rochosos sofrem quando expostos às condições atmosféricas - reunidos sob o nome de intemperismo - são responsáveis diretos pela gênese dos solos residuais que destes se derivam. O estudo, pois, deste fenômeno é inerente a um adequado entendimento da constituição e comportamento destes solos.
Os processos intempéricos
Por intemperismo entende-se o conjunto dos processos de alteração ambiental atuantes no meio geológico, isto é, os diferentes fenômenos presentes na superfície terrestre responsáveis pela transformação das rochas em solos. Esta
alteração devém da exposição das rochas, formadas sob determinadas condições termodinâmicas no interior da crosta terrestre, às condições atmosféricas bem diferentes daquelas, o que provoca um reajuste termodinâmico na massa rochosa na procura por uma nova configuração de equilíbrio. Neste processo, energia interna é liberada na medida que os minerais são decompostos, produzindo-se como resultado substancias de menor energia interna, e por isso mais estáveis (Ollier, 1984; Polivanov, 1998).
Natureza do intemperismo
Os processos intempéricos podem ser agrupados de acordo com a sua natureza em três classes básicas (Mitchell, 1976):
- Os físicos , que conduzem à desagregação da rocha por diversos mecanismos como ser o alívio de tensões, fadiga e ruptura mecânica, acarretando a fragmentação dos seus componentes minerais sem envolver alteração química. Desta forma a rocha vai-se transformando paulatinamente em uma massa incoerente composta por grãos poliédricos com arestas vivas.
- Os químicos , tendo nas soluções aquosas que percolam o maciço o principal agente, alteram os minerais da rocha original nas superfícies expostas e no interior das fissuras existentes - via reações químicas, especialmente hidrólise - para formar como subprodutos os argilominerais mais estáveis.
- Os biológicos , levados a cabo por elementos vivos, podendo ter características de intemperismo físico (ação radicular e animal) ou químico (ação bacteriana e radicular).
Condicionantes do intemperismo
A presença e grau de atuação destes três tipos de processos intempéricos depende de quatro fatores modificadores, a saber:
a) Características climáticas locais. Temperatura, umidade ambiente e nível de precipitações influem de forma conjunta para o desenvolvimento das características particulares de intemperismo em cada região. De uma forma geral, o intemperismo físico será proeminente em climas secos e o intemperismo químico em ambientes úmidos e quentes.
- Deserto polar e tundra. Umidade e temperatura baixas retardam o intemperismo e a decomposição da matéria orgânica; baixas precipitações e permafrost inibem a lixiviação dos constituintes móveis.
- Taiga. Abundantes precipitações promovem lixiviação intensa; baixas temperaturas resultam num intemperismo lento e baixas taxas de decomposição da matéria orgânica.
- Deserto e semi-deserto. Altas temperaturas favorecem o intemperismo químico; baixas umidades inibem vegetação, crescimento de matéria orgânica e lixiviação dos constituintes móveis.
- Savana e floresta tropical. Elevadas temperaturas e umidades promovem um rápido intemperismo e lixiviação dos constituintes móveis. Estes fatores climáticos também influem nos produtos de alteração. No gráfico da figura 2.2 se mostra um esquema orientador desta influência (variações locais acontecem por causa da topografia) proposto por Uehara (1982). Perto do equador, altas temperaturas e precipitações ao longo do ano favorecem a formação de caulinita e óxidos de baixa atividade. Nas regiões que se aproximam dos trópicos as precipitações diminuem e predominam as argilas ativas da classe das esmectitas. As zonas temperadas e frias, finalmente, favorecem a formação de outras classes, como vermiculitas, illitas e cloritas.
Zona fria illita, clorita Zona temperada vermiculita, outros AGM Zona tropical com estação seca esmectita Zona equatorial caulinita e tropical úmida gibsita Zona tropical com estação seca esmectita Zona temperada vermiculita, outros AGM Zona fria illita, clorita
Figura 2.2: Influência do clima global na formação de argilominerais (Uehara, 1982).
b) Condições de relevo. As topografias local e regional influem de maneira marcante no desenvolvimento do perfil residual, pelo controle que exercem sobre:
- A taxa de infiltração e de run-off das águas precipitadas, em função das características da superfície topográfica e do tipo de vegetação ali existente. Zonas de encosta favorecem o run-off superficial das águas enquanto que relevos planos e vales favorecem a infiltração.
- O regime hidráulico do maciço, isto é, a presença e nível do lençol freático, as características da zona não saturada (zona de areação), a direção do fluxo subterrâneo, as condições de drenagem interna e a taxa de lixiviação. Van der Merwe (1965), baseado em análises de solos residuais de encostas e vales, aponta que em zonas com elevado run-off e boa drenagem interna desenvolvem-se argilominerais do tipo caulinita e vermiculita. Locais planos com boa drenagem mostram uma seqüência de alteração de argilominerais formada por clorita, vermiculita, montmorillonita e caulinita. Já em locais planos com drenagem ruim a seqüência não se completa predominando os argilominerais do tipo montmorillonítico. Sob boas condições de drenagem, o relevo exerce controle também sobre a taxa de lixiviação. Brink & Kantey (1961) verificaram para perfis residuais de granito um crescimento quase linear do índice de vazios do solo com o nível de precipitação anual, o que mostra a correspondência direta entre precipitação, intensidade do intemperismo químico e a taxa de lixiviação.
c) Nível de fraturamento. As descontinuidades dos maciços rochosos são também elementos que exercem influência sobre as características e intensidade do intemperismo, já que:
- Constituem os macro-caminhos de acesso para soluções aquosas, agentes do intemperismo químico.
- Facilitam a ação de elementos vivos, vegetação e animais, agentes de intemperismo biológico.
- Produzem um aumento da superfície exposta, deixando o maciço mais susceptível de ser alterado.
d) Características da rocha. A caracterização da rocha origem marca a condição inicial a partir da qual acontecem os processos de alteração, e tem incidência direta na evolução e nas características do resultado final do intemperismo. Os aspectos que influem são:
um mapa de tensões complexo, não uniforme, com armazenamento desigual da energia de deformação nos diferentes minerais constituintes.
c) Mudança de ambiente e relaxamento O estado tensional do maciço tende ao equilíbrio caso persistam as condições de pressão e temperatura elevadas próprias das grandes profundidades. A mudança das condições de pressão e temperatura pelo soerguimento do maciço até a superfície ou pela remoção das camadas superiores, porém, bloqueia este reajuste. As novas condições em superfície obrigam a uma redistribuição das tensões residuais no interior do maciço, mais, havendo incompatibilidade de deformação nos contatos entre grãos, acontece acumulo de energia nesses pontos desequilibrados até se atingir a ruptura por fissuração. Desta forma acontece a progressiva relaxação das tensões e a homogeneização do meio (De Mello, 1979).
d) Alívio de tensões e expansão Como resultado deste processo surgem as fraturas de alívio, fruto da remoção das camadas superiores. O descarregamento conduz à conseqüente aparição de fraturas tipo “casca de cebola” acompanhando o relevo. A liberação dos contatos mais desequilibrados por fissuração produz um aumento de volume, o que altera as propriedades físicas (porosidade e peso específico) do meio.
O fenômeno externo
Incluem-se aqui os agentes intempéricos que atuam desde a superfície para o interior do maciço. Cabe citar:
a) Ciclos térmicos Em regiões de acentuada amplitude térmica as rochas podem sofrer grandes variações diárias de temperatura. O aquecimento diurno pela radiação solar produz um gradiente de temperatura na superfície dos maciços e a conseqüente dilatação, governada pelos coeficientes de dilatação térmica de cada mineral constituinte. A expansão assim sofrida não é uniforme, o que gera tensões internas na massa rochosa. Com o esfriamento noturno o fenômeno se inverte acontecendo contração, pelo que após o ciclo térmico ficam na superfície do maciço tensões e deformações residuais.
A repetição deste ciclo leva ao progressivo fendilhamento e desagregação dos minerais constituintes por fadiga. Adicionalmente, por diferenças na condutividade térmica da superfície rochosa respeito à massa interior mais protegida, se produzem tensões laterais que favorecem a esfoliação superficial.
b) Ciclos de gelo-degelo Em regiões frias, a água de infiltração que penetra e preenche as cavidades e fissuras da rocha pode sofrer congelamento, aumentando o seu volume e funcionando como alavanca para abrir e expandir ditas fissuras e cavidades.
c) Ação radicular Da mesma forma, as raízes vegetais podem penetrar nas fraturas do maciço e ao aumentarem o diâmetro e cumprimento tendem a propagá-las. No caso das árvores, quando submetidos a esforços de tração pela ação do vento, transmitem ao maciço esforços elevados, capazes de desestabilizar blocos de rocha.
d) Cristalização de sais Em regiões marinhas principalmente, soluções salinas podem alcançar os vazios e fissuras do maciço rochoso. Sob evaporação da água, cristais de sais precipitam formando depósitos salinos de volume maior. As pressões derivadas desta cristalização podem provocar a quebra e desagregação dos minerais.
Intemperismo químico
Os principais agentes do intemperismo químico o constituem a água de infiltração e os gases atmosféricos nela dissolvidos (especialmente 02 e CO 2 ). Estes percolam a rede de fissuras do maciço e reagem com os minerais (primários) expostos produzindo a transformação destes em novos minerais (secundários), ou dissolvem-nos para uma migração por lixiviação ou para a neoformação de minerais por recristalização no próprio local (Polivanov, 1998). Há dois fatores que controlam o tipo de reação química que acontece nas interfaces entre minerais de rocha e soluções aquosas, a saber:
- pH (medida do nível de acidez).
- potencial REDOX (medida da tendência a ceder o ganhar elétrons).
Perfil de intemperismo
Os maciços rochosos intemperizados apresentam em geral uma seqüência de camadas que mostram o avanço da alteração em profundidade. Deere & Patton (1971) propuseram um perfil sumarizado em quatro camadas representativas (ver figura 2.3) para o caso de granito e gnaisse. Estas camadas correspondem a:
- Rocha sã. Setores do maciço ainda não atingidos pelo intemperismo. Os minerais apresentam-se com brilho e sem sinais evidentes de alteração.
- Rocha alterada. Camada onde os minerais exibem sinais evidentes de alteração (perda de brilho e cor), especialmente ao longo das juntas e falhas.
- Solo residual jovem. Camada de solo constituído por minerais primários e secundários, que ainda guarda características herdadas da rocha original (estrutura reliquiar). Pode conter alguns blocos rochosos na sua massa.
- Solo maduro. Constituído por minerais secundários (transformados e neoformados) e primários que resistiram o intemperismo, de granulação variável dependendo do tipo de rocha de origem. Trata-se geralmente de um solo homogêneo e com estrutura porosa.
Figura 2.3: Perfil de intemperismo: a) rocha metamórfica; b) rocha ígnea intrusiva. (adaptado de Deere & Patton, 1971).
A ISRM (1981) também propôs uma seqüência para descrever perfis de alteração, discriminando seis estágios (ver figura 2.4) correspondentes a:
- (I) rocha sã
- (II) levemente alterada
- (III) moderadamente alterada
- (IV) altamente alterada
- (V) completamente alterada
- (VI) solo residual Desta classificação, a zona I-II corresponde a rocha, a zona V-VI corresponde a solo, e a zona intermédia III-IV corresponde a material de alteração denominado de saprolito (rocha decomposta).
Figura 2.4: Classificação da ISRM para um perfil de alteração (Little, 1969; ISRM, 1981).
saprolito
rocha
solo
Composição dos solos residuais
Os solos residuais representam uma grande família, com uma ampla árvore genealógica caracterizada pela variedade das composições e matizes. Estes, ao derivar-se de rochas parentais, levam em si mesmos o DNA mineralógico que herdam delas. Mas também levam sobre si, de forma reliquiar, o caráter estrutural possuído pelos maciços rochosos dos quais procedem. Com o avanço do intemperismo estes solos jovens vão se alterando, de forma que sua composição mineralógica e estrutura sofrem grandes transformações até atingirem a maturidade. A variedade de rochas de origem e das influencias ambientais produz um amplo espectro de solos resultantes. A figura 2.5 destaca este processo. Esta variedade de solos, no entanto, apresenta certas características básicas comuns que governam o comportamento frente às solicitações, e constituem o objeto do nosso estudo. Estas características são determinadas pela mineralogia e estrutura , dois fatores fundamentais para a cabal compreensão destes solos.
Figura 2.5: Processo de formação dos solos residuais.
A mineralogia do solo residual se deriva dos minerais que formam a rocha de origem (primários), que sob intemperismo sofrem diferentes decomposições e transformações para configurações mais estáveis, denominadas de minerais secundários. Granulometria, tipo e porcentagem de argilominerais, presença de materiais cimentantes e resistência dos grãos são influenciados diretamente pelas características mineralógicas. A estrutura se refere à disposição física dos minerais na massa de solo. Isto inclui o arranjo dos grãos ou fábrica, a agregação e a cimentação destes, a distribuição e tamanho dos poros, e as feições reliquiares como ser foliações, fissuras ou bandas de cisalhamento.
ROCHA DE ORIGEM
CODIGO GENETICO (mineralogia)
CARATER (estrutura)
SOLO RESIDUAL MADURO
SOLO RESIDUAL JOVEM
PROCESSOS DE ALTERAÇÃO NO TEMPO
Mineralogia dos solos residuais
A evolução mineralógica dos minerais primários pode ser descrita pelos processos de decomposição , lixiviação e re-deposição , de intensidade variável segundo as condições locais de clima e drenagem (Carvalho & Simmons, 1997). A susceptibilidade dos minerais à ação intempérica está estreitamente ligada à energia interna associada aos mesmos, o que se deriva do processo de cristalização sofrido. Bowen (1928) analisou estes processos e propôs series de cristalização dos minerais, começando desde os que cristalizam primeiro, com temperaturas mais elevadas até os últimos a cristalizar a temperaturas mais baixas. Os primeiros apresentam energia interna mais elevada, sendo por isso os mais instáveis frente ao ataque químico. Esta relação foi comprovada por Arnold (1984) para o caso da alteração de uma andesita, como mostrado na figura 2.6.
Figura 2.6: Cristalização e alteração para uma andesita (Bowen, 1928 & Arnold, 1984).
Lumb (1962) aponta quatro estágios na decomposição dos solos residuais de granito, durante as quais acontece alteração dos minerais feldspáticos e micáceos pela água, o que contrasta com a relativa inalterabilidade dos minerais quartzosos. A reação de alteração do feldspato potássico é apresentada de forma simplificada a seguir:
Série de cristalização de Bowen
Série de alteração de Arnold
fábrica mais fechada, compacta, com baixo índice de vazios, e cruzada por famílias de descontinuidades, além de redes de micro-fissuras e outras feições particulares como ser orientações preferenciais e planos de debilidade. O intemperismo físico atua basicamente na ampliação e abertura destas macro e micro-descontinuidades, fomentando a desagregação da rocha e provendo novos caminhos para o ingresso dos agentes de intemperismo químico. Esta ação resulta em um aumento do volume aparente e da porosidade, assim como na queda da resistência da massa rochosa. O intemperismo químico , por sua vez, ataca a integridade mineralógica da rocha avançando de maneira diferencial desde as superfícies expostas até os núcleos. Os minerais primários se transformam em novos minerais ou são dissolvidos e migram sob a forma de solução, ou ainda precipitam como novos minerais. Estes processos induzem o aumento da porosidade, o enfraquecimento e diminuição de tamanho dos grãos, e a formação de argilominerais. A gestação de uma neo-cimentação secundária por precipitação é também comum. Assim, a estrutura residual pode ser concebida como um esqueleto poroso de minerais parentais e agregados de partículas com cimentação variável (a macroestrutura) preenchido parcialmente por um plasma poroso formado pelos minerais secundários com estrutura própria (microestrutura).
Estrutura dupla dos solos residuais
Os solos residuais são comprovadamente possuidores de uma dupla estrutura. Carvalho & Simmons (1997) destacam estes dois níveis estruturais, a macroestrutura formada pelos diversos grãos e pacotes de partículas com os vazios intergranulares, e a microestrutura dos próprios pacotes e os seus vazios internos. Chin & Sew (2001) sublinham a importância da micro e macro-fábrica como controladoras das características de resistência e permeabilidade. O conceito de dupla estrutura , ou dupla porosidade , foi inicialmente introduzido para explicar os níveis de micro e macro-estrutura dos solos argilosos, no intuito de fornecer uma formulação para os fenômenos de contração e inchamento destes (Gens & Alonso, 1992). Estudos diversos sobre a fábrica dos solos argilosos (Villar 2000, Cui et al 2001, Lloret et al , 2003) revelaram nestes uma marcante dupla estrutura. A figura 2.7 mostra os resultados de uma
porosimetria por intrusão de mercúrio na qual pode-se observar uma clara distribuição bimodal do tamanho de poros, que reflete os tamanhos dominantes associados aos dois níveis básicos de estrutura.
Figura 2.7: a) Distribuição do volume de poros de duas amostras de bentonita compactada (Lloret et al, 2003); b) Representação dos dois níveis estruturais.
Collins (1985) indica diferentes tipos observados para cada nível estrutural nos solos residuais (ver figura 2.8). No nível microestrutural, os minerais de argila podem se agrupar:
- de forma dispersa com orientação aleatória;
- de forma paralela com orientação preferencial;
- constituindo grumos que se vinculam em forma de anéis vazados; Entretanto, as partículas de tamanho silte e areia constituem arranjos básicos com contatos limpos ou com a presença de pontes de argila. No nível de ensamble ou macroestrutural, Collins (1985) distingue três formas básicas com nível de complexidade crescente:
- Arranjo tipo matriz. O arranjo elementar se faz extensivo a toda a massa de solo residual, formando uma matriz homogênea no macro-nível.
- Arranjo tipo Agregação. Os arranjos elementares se agrupam em pacotes que formam um esqueleto aberto de estrutura discreta.
- Arranjo tipo Conexão. Os arranjos elementares de argilominerais atuam como pontes materializando ligações entre os grãos de maior tamanho. Os solos residuais em cada caso poderão apresentar alguma destas tipologias como principal, ou então uma mistura delas, podendo estes arranjos dar lugar a características heterogêneas e anisotrópicas. Estes aspectos estruturais e os mineralógicos são dinâmicos e evoluem junto aos processos de alteração.
(a) (b)
- Grãos quebradiços. Grãos não transportados e sob alteração, de resistência variável, sendo comuns os grãos fracos que se quebram ante pequenos esforços, gerando novas partículas de menor tamanho e maior resistência.
- Cimentação. Óxidos e minerais secundários fixados nos contatos entre partículas constituindo ligações fracas ou fortes segundo a sua origem, conferindo rigidez adicional à estrutura residual. Vaughan (1988) assinala que estes cimentos podem ter sua origem na deposição de carbonatos, hidróxidos ou matéria orgânica, na precipitação de silicatos anteriormente dissolvidos, ser um subproduto da alteração química de certos minerais, ou até fruto da soldagem fria dos contatos sob pressões elevadas.
- Rede de macro-poros. Como parte do esqueleto poroso, formando uma rede de macro-vazios conectados.
- Não saturação. Água preenchendo parcialmente os macrovazios na forma de meniscos nos contatos entre grãos, e armazenada nos pacotes e grumos de argilominerais.
Microestrutura
A microestrutura residual, por sua vez, se caracterizará por:
- Agregação de argilominerais. Grumos de argilominerais, presentes como grãos na macroestrutura, mas possuindo eles mesmos uma estrutura interna formada pelos minerais tamanho silte e argila, e a correspondente rede de micro-poros.
- Rede de micro-poros. Somada a rede de macro-poros, constituem uma estrutura de dupla porosidade, e serve para a estocagem de água.
- Saturação. Dentro destes grumos prevalece a condição saturada, a diferença do restante da massa do solo em que permanece na condição não saturada. Isto, porém, pode não se verificar algum solos, especialmente em zonas áridas.
- Compressibilidade e estocagem de água. Estes agregados ou grumos se diferenciam dos outros grãos da macroestrutura por serem altamente compressíveis e pela sua capacidade de estocagem de água, pelo que constituem micro-reservatórios que captarão ou cederão água à rede de macro-poros segundo as condições hidro-mecânicas imperantes.
Comportamento dos solos residuais
As características de resistência, compressibilidade e deformabilidade de um solo residual associam-se aos diversos aspectos de constituição e estado presentes na sua massa, cujas influências se vinculam para dar uma resposta global. Entre os aspectos constitutivos se incluem a estrutura residual, anisotropia e resistência dos grãos, entanto que os aspectos de estado são a compacidade, grau de saturação e grau de alteração (Brenner et al , 1997).
Influência da estrutura residual
Para um melhor entendimento da influência comportamental da estrutura residual, convém analisá-la nos seus aspectos micro e macro separadamente. A figura 2.9 ilustra a dupla escala da estrutura residual.
Figura 2.9: Representação esquemática dos níveis estruturais.
Microestrutura
Para modelar o comportamento de solos explicitando ambos os níveis estruturais, Alonso et al (1994) utilizaram o modelo BBM (Alonso et al , 1990) como modelo para a macroestrutura, e incluíram nele uma formulação específica para a microestrutura baseada nas seguintes assunções:
- Os fenômenos físico-químicos são reversíveis.
- A micro-fábrica não tem orientação preferencial (é isotrópica).
- As deformações na micro-estrutura são apenas volumétricas e elásticas.
- Os agregados de argila permanecem no estado saturado, o que se verifica para os níveis de sucção comuns em geotécnia.
- O princípio das tensões efetivas é válido, dada a condição de saturação.
Meio poroso argiloso
Matriz argilosa (microestrutura)
Macroestrutura porosa
