I - Origem e Constituição dos Solos - SOL

Notas de Aula de Mecânica dos Solos I – 1
I - ORIGEM E CONSTITUIÇÃO DOS SOLOS
1
SOLO DO PONTO DE VISTA DA ENGENHARIA
Crosta terrestre  constituída por solos e rochas
Solos  são agregados naturais de grãos minerais que podem ser escavados com as mãos, pás
picaretas, cavadeiras, etc, utilizando-se ou não lavagem ou imersão em água.
Rochas  são agregados naturais de minerais unidos por forças permanentes muito fortes, só
passíveis de serem escavados por meio de explosivos ou ferramentas especiais, tais como brocas,
etc.
Os solos são constituídos por um conjunto de partículas com água (ou outro líquido) e ar
nos espaços intermediários. As partículas, de maneira geral, encontram-se livres para deslocar entre
si. Em alguns casos, uma pequena cimentação pode ocorrer entre elas, mas num grau extremamente
mais baixo do que nos cristais de uma rocha ou de um metal, ou nos agregados de um concreto.
2
CONSTITUIÇÃO DAS ROCHAS
Rochas  formadas por agregados de minerais.
Minerais  substâncias inorgânicas fisicamente homogêneas, que se encontram naturalmente na
crosta terrestre (ocorrem isolados). Podem ser cristalinos (estrutura interna
homogênea) ou amorfos (estrutura interna desordenada).
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2.1
Principais Minerais Constituintes das Rochas
Os minerais encontrados na crosta sólida formando rochas ou não quimicamente são
agrupados da seguinte maneira: grupo dos silicatos, grupo dos sulfitos, grupo dos óxidos, grupo dos
sulfatos, grupo dos carbonatos, grupo dos fosfatos, etc.
Silicatos  representam 90% dos minerais que constituem uma rocha. Tem como unidade
fundamental em sua estrutura cristalina, tetraedros contendo silícios nos núcleos e
oxigênio nos vértices. Dividem-se em:
a) Grupo dos Feldspatos: correspondem a cerca de 60% dos minerais da crosta terrestre. Podem ser
divididos em:
-
feldspatos potássicos (ocorrem em rochas cristalinas de
coloração clara).
-
plagioclásios ácidos (mais ricos em sílica) ou bási-cos. Os
ácidos ocorrem em rochas de coloração intermediária (contendo
algum quartzo) e os básicos ocorrem em rochas escuras
(geralmente sem quartzo).
b) Grupo dos Anfibólios e Piroxênios: são minerais escuros. Os piroxênios nor-malmente ocorrem
em rochas escuras associados a plagioclásios básicos e os
anfibólios em rochas de coloração média associados a plagioclásios
ácidos.
c) Grupo da Sílica: o quartzo (SiO2) é o elemento de maior importância. Não apresenta planos de
clivagem e possui um brilho vítreo característico.
d) Grupo dos Feldspatóides
e) Grupo das Olivinas: apresentam coloração verde oliva e ocorrem nas rochas ultra básicas.
f) Grupo das Micas: apresentam hábito laminar e um plano de clivagem basal. As mais comuns
são a muscovita (mica branca) e a biotita (mica preta).
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2.2
Tipos de Rochas
2.2.1 Rochas ígneas ou magmáticas
Resultam da consolidação do magma.
De acordo com a profundidade de origem podem ser:
a) Plutônicas.
b) Extrusivas ou vulcânicas.
c) Hipoabissais.
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2.2.2 Rochas metamórficas
As rochas metamórficas resultam da transformação de rochas pré existentes pela ação dos
agentes do metamorfismo ( temperatura, pressão e emanações magmáticas ), por meio de
recristalização parcial ou total da rocha primitiva, em meio sólido.
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2.2.3 Rochas sedimentares
Resultam da desintegração e decomposição de rochas pré existentes, graças à ação do
intemperismo.
De acordo com sua gênese podem ser:
a) Rochas clásticas ou detríticas - resultam da destruição de outras rochas.
b) Rochas de precipitação química - formadas pela precipitação de substâncias que se achavam
dissolvidas na água.
c) Rochas organógenas - constituídas por restos de seres vivos ou formadas por ação destes.
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3
INTEMPERISMO
É um conjunto de processos que ocasionam a desintegração das rochas e dos minerais
devido principalmente à ação de agentes atmosféricos e biológicos.
Rochas  intemperismo  solo.
Pode ser de origem física, química, biológica e físico-química, agindo separada ou
conjuntamente, dependendo das condições climatológicas locais, do tipo da rocha, da vegetação ou
do relevo
3.1
Intemperismo Físico
O intemperismo físico consiste na desintegração, desagregação, fragmentação, esfoliação
e desgaste das rochas, provocadas principalmente por:
a) Radiação solar
b) Ação erosiva das águas de chuvas, rios, mares, ventos, etc.;
c) Cristalização de sais em fissuras e fendas da rocha;
d) Congelamento e degelo de água que penetra em fissuras, fendas e poros das rochas;
e) Ação mecânica dos seres vivos, como raízes de vegetais que penetram nas fendas, etc.
Predomina em regiões de clima seco com topografia rugosa.
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3.2
Intemperismo Químico
Consiste na decomposição química da rocha, caracterizada por reações entre soluções
aquosas diversas e os minerais de que ela se compõe. A decomposição química, também chamada
de alteração, pode dar-se principalmente por oxidação, hidrólise e hidratação, por ação do ácido
carbônico e por dissolução de minerais da rocha. O caráter e a amplitude da alteração dependem da
natureza da rocha (sua composição química, estrutura e textura) e do clima da região ( alternância,
intensidade e periodicidade das chuvas e temperatura).
Predomina em regiões de clima quente e úmido, com topografia plana.
3.3
Intemperismo Biológicoco
Consiste na ação dos seres vivos.
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3.4
Produto do Intemperismo nos Diversos Tipos de Rochas
Clima brasileiro (tropical)

predominância do intemperismo químico.

fraturação mecânica inicial da rocha, que permite então a penetração de água acidulada, a oxidação,
etc., realizando-se assim o intemperismo químico com maior facilidade, que acabará por
transformar a rocha inicial em solo.
3.4.1 Produto das rochas magmáticas e metamórficas ácidas e básicas
a) Rochas ácidas (SiO2  65 – coloração clara)
Minerais essenciais  quartzo, feldspato alcalino e mica muscovita.
Feldspatos  são atacados, decompostos pela água acidulada e vão dar o mineral
denominado "argila" e sais solúveis, os quais são carreados pelas águas e levados ao mar.
Quartzo  não são atacados, atravessando todas as fases do intemperismo sem
modificar sua composição química, soltam-se, formando os grãos de areia e pedregulho.
Mica  algumas sofrem processo de alteração semelhante ao dos feldspatos
formando argila, enquanto outras resistem e vão formar as palhetas brilhantes presentes em
alguns solos.
No interior do solo formado, podem ser encontrados às vezes, fragmentos da rocha
original, que resistiram à decomposição.
b) Rochas básicas (45% SiO2  52% - coloração escura)
Minerais essenciais  piroxênio e se existir algum mineral claro é o plagioclásio básico.
Estas rochas, dão origem a solos argilosos, com grãos de óxido de ferro, muitas
vezes sob a forma de magnetita. São rochas de mais fácil intemperização química, quando em
clima tropical, devido ao teor de ferro e manganês que apresentam.
3.4.2 Produto das rochas sedimentares
Alteração  depende da rocha mãe.
Argilito  solos argilosos.
Siltito  solos siltosos.
Arenito  solos arenosos.
Calcáreos  sofrem a solução e remoção dos carbonatos dos quais são compostos. Só fornecem
solos quando não são puros e apresentam um pouco de silicato.
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4
PRINCIPAIS TIPOS DE SOLOS
Podem ser classificados como:
a) Solos residuais: são os solos originados do intemperismo químico e/ou físico da rocha, que
permaneceram nos locais em que foram formados. Caracterizam-se por apresentar ao longo de
parte de seu perfil características da rocha de origem (disposição e inclinação das camadas,
dobramentos, planos de fraqueza, diaclases, fissura, etc.). São denominados de acordo com a
rocha mãe, como por exemplo, solo residual de gnaisse, solo residual de basalto, etc.;
a-1) Solo residual jovem (saprolito): solo que mantém a estrutura original da rocha mãe,
inclusive veios intrusivos, fissuras e xistosidade, mas perdeu a consistência da rocha.
Visualmente pode ser confundido com uma rocha alterada, mas apresenta pequena
resistência ao manuseio.
a-2) Solo residual maduro: material totalmente decomposto, que perdeu toda a estrutura da
rocha mãe e tornou-se relativamente homogêneo.
Solo homogêneo  quando possui as mesmas características geotécnicas em todos os pontos
dentro de sua massa.
A variação das propriedades do material com a profundidade, deve ser esperada
geralmente, pois ela é uma decorrência natural do processo de formação dos solos.
Solo Residual  Intemperismo atua da superfície para o interior da massa rochoso  solos
residual maduro, solo residual jovem, rocha alterada, rocha sã  variação
vertical das propriedades de um solo residual.
Isotropia  se um material possui propriedades iguais em qualquer plano de orientação
(horizontal, vertical ou com inclinações quaisquer), ele é chamado isotrópico. Se as
propriedades estudadas levando-se em consideração um plano de referência são
diferentes das encontradas em outro plano de orientação, o material é dito ser
anisotrópico. Devido aos seus processos de formação, os solos de um modo geral,
raramente são isotrópicos.
As características isotrópicas de um solo residual vão depender grandemente das condições
e tipo da rocha mãe. Por exemplo, um depósito de solo residual originado de uma formação rochosa
muito dobrada, fissurada, com xistosidade acentuada, será altamente anisotrópico. Já um solo
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residual originado de uma formação rochosa homogênea, sem fissura e dobramentos, não xistosa,
poderá vir a ser considerado isotrópico.
b) Solos transportados: são os solos que se formaram em determinados locais a partir da deposição
de materiais transportados de outros locais por meio de agentes, tais como:
ventos = solos eólicos;
geleiras = solos glaciais;
água =solos aluvionares;
gravidade = solos coluvionares.
Solo transportado  formado por etapas, com a deposição de materiais transportados ao longo
do tempo  variação das propriedades de um solo transportado ao longo de um
corte vertical.
Os solos transportados são, de um modo geral, bastante anisotrópicos, devido às
estratificações e ao arranjamento estrutural decorrentes do seu processo de formação.
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Variações verticais podem ser determinadas e estudadas com relativa facilidade, bastando
para tal, por exemplo, abrir-se um furo vertical no solo e analisar-se o material ao longo do mesmo.
Variações horizontais talvez sejam mais importantes e estejam mais relacionadas à
engenharia de solos do que variações verticais. As variações horizontais seriam uma tendência da
mudança das condições médias estatísticas na direção horizontal, levando-se em consideração tanto
as variações nas propriedades do material quanto as na espessura das camadas do solo.
c) Solos orgânicos: são os solos formados pela mistura homogênea de matéria orgânica decomposta
e de elementos de origem mineral, apresentando geralmente cor preta ou cinza escuro.
c) Solos lateríticos: são solos típicos da evolução de solos em clima quente, com regime de chuvas
moderadas a intensas.
Tem sua fração argila constituída predominantemente de minerais cauliníticos e
apresentam elevada concentração de ferro e alumínio na forma de óxidos e hidróxidos, donde sua
peculiar coloração avermelhada. Estes sais se encontram, geralmente, recobrindo agregações de
partículas argilosas.
Os solos lateríticos apresentam-se, na natureza, geralmente não-saturados, com índice de
vazios elevado, daí sua pequena capacidade de suporte. Quando compactados, entretanto, sua
capacidade de suporte é elevada, sendo por isto muito empregados em pavimentação e em aterros.
Após compactado, um solo laterítico apresenta contração se o teor de umidade diminuir, mas não
apresenta expansão na presença de água.
.
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5
5.1
PARTÍCULAS CONSTITUINTES DOS SOLOS
Tamanho das Partículas
Alguns solos possuem grãos perceptíveis a olho nu, como os grãos de pedregulho ou a
areia do mar, e que outros têm os grãos tão finos que, quando molhados, se transformam numa pasta
(barro), não podendo se visualizar as partículas individualmente.
Tabela 2.1
O conjunto de silte e argila é denominado como a fração fina do solo, enquanto o
conjunto areia e pedregulho é denominado fração grossa ou grosseira.
Em um solo, geralmente tem-se partículas de tamanhos diversos. Não é fácil identificar o
tamanho das partículas pelo simples manuseio do solo, porque grãos de areia, por exemplo, podem
estar envoltos por uma grande quantidade de partículas argilosas, finíssimas, ficando com o mesmo
aspecto de uma aglomeração formada exclusivamente por uma grande quantidade destas partículas.
Quando secas, as duas formações são muito semelhantes. Quando úmidas, entretanto, a
aglomeração de partículas argilosas se transforma em uma pasta fina, enquanto a partícula arenosa
revestida é facilmente reconhecida pelo tato.
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5.2 Constituição mineralógica
Partículas dependem do grau de desagregação da rocha matriz.
Pedregulhos, são constituídos freqüentemente de agregações de minerais distintos.
As partículas normalmente são constituídas de um único mineral. O quartzo (SiO2) é
bastante resistente à desagregação e forma grãos de siltes e areias. Suas partículas são
equidimensionais, como cubos ou esferas, e apresentam baixa atividade superficial. Outros
minerais, como feldspato, gibsita, calcita c mica, também podem ser encontrados neste tamanho.
Os feldspatos são os minerais mais atacados pela natureza, dando origem aos argilominerais, que constituem a fração mais fina dos solos, geralmente com dimensão inferior a 2 mm.
Não só o reduzido tamanho mas, principalmente, a constituição mineralógica faz com que estas
partículas tenham um comportamento extremamente diferenciado em relação ao dos grãos de silte e
areia.
Os argilo-minerais apresentam urna estrutura complexa. Os mais comuns na natureza são a
caulinita, a ilita e a esmectita.
Apresentam comportamentos bem distintos, principalmente na presença de água.
Na composição química das argilas, existem dois tipos de estrutura: uma estrutura de
tetraedros justapostos num plano, com átomos de silício ligados a quatro átomos de oxigênio (SiO2)
e outra de octaedros, em que átomos de alumínio são circundados por oxigênio ou hidroxilas
[Al(OH)3]. Estas estruturas se ligam por meio de átomos de oxigênio que pertencem
simultaneamente a ambas.
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As caulinitas (Figura 2.1)são formadas por uma camada tetraédrica e uma octaédrica
(estrutura de camada 1:1), determinando uma espessura da ordem de 7 A (1 Angstron = 10-10 m).
As camadas assim constituídas encontram-se firmemente empacotadas, com ligações de
hidrogênio que impedem sua separação e que entre elas se introduzam moléculas de água. A
partícula resultante fica com espessura da ordem de 1.000 A, sendo sua dimensão longitudinal de
cerca de 10.000 A.
Estrutura das caulinitas (espessura de 7 A)
Foto de caulinita
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Nas esmectitas (Figura a) e nas ilitas (Figura b), o arranjo octaédrico é encontrado entre
duas estruturas do arranjo tetraédrico (estrutura de camada 2:1), definindo uma espessura de cerca
de 10 A.
(a) Esmectitas
(b) ilitas
Nestes minerais, as ligações entre as camadas se fazem por íons 02- e 02+ dos arranjos
tetraédricos, que são mais fracos do que as ligações entre camadas de caulinita, em que íons 02+ da
estrutura tetraédrica se ligam a OH- da estrutura octaédrica. As camadas ficam livres, e as partículas,
no caso das esmectitas, ficam com a espessura da própria camada estrutural, que é de 10 A. Sua
dimensão longitudinal também é reduzida, ficando com cerca de 1.000 A, pois as placas se quebram
por flexão.
O comportamento das argilas seria menos complexo se não ocorressem imperfeições na
sua composição mineralógica. É comum, entretanto, a ocorrência de um átomo de alumínio, AL3+,
substituindo um de silício, Si4+, na estrutura tetraédrica, e que na estrutura octaédrica, átomos de
alumínio estejam substituídos por outros átomos de menor valência, como o magnésio, Mg++.Estas
alterações são definidas como substituições isomórficas, pois não alteram o arranjo dos átomos, mas
as partículas resultam com uma carga negativa. Para neutralizar as cargas negativas, existem cátions
livres nos solos, por exemplo cálcio, Ca++, ou sódio, Na+, aderidos às partículas. Estes cátions
atraem camadas contíguas, mas com força relativamente pequena, o que não impede a entrada de
água entre as camadas. A liberdade de movimento das placas explica a elevada capacidade de
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absorção de água de certas argilas, sua expansão quando em contato com a água e sua contração
considerável ao secar.
As bordas das partículas argilosas apresentam cargas positivas, resultantes das
descontinuidades da estrutura molecular, mas íons negativos neutralizam estas cargas.
Os cátions e íons são facilmente trocáveis por percolação de soluções químicas. O tipo de
cátion presente numa argila condiciona o seu comportamento. Uma argila esmectita com sódio
adsorvido, por exemplo, é muito mais sensível à água do que tendo cálcio adsorvido. Daí a
diversidade de comportamentos apresentados pelas argilas e a dificuldade de correlacioná-los por
meio de índices empíricos.
As ilitas, que apresentam estruturas semelhantes às das esmectitas, não absorvem água
entre as camadas, pela presença de íons de potássio provocando uma ligação mais firme entre elas,
como mostrado na Figura 1.2 (b). Em conseqüência, seu comportamento perante a água é
intermediário entre o da caulinita e o da esmectita.
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6
SISTEMA SOLO ÁGUA
Água em contato com a argila → as moléculas se orientam em relação a elas e aos íons
que circundam as partículas. Os íons se afastam das partículas, ficando circundados por moléculas
de água.
No caso das esmectitas, por exemplo, a água penetra entre as partículas. Uma maior
umidade provoca o aumento desta distância basal, até a completa liberdade das camadas.
As ilitas, não absorvem água entre as camadas, → seu comportamento perante a água é
intermediário entre o da caulinita e o da esmectita.
Com a elevação do teor de água, forma-se no entorno das partículas a conhecida camada
dupla. É a camada em torno das partículas na qual as moléculas de água estão atraídas a íons do
solo e ambos à superfície das partículas. As características da camada dupla dependem da valência
dos íons presentes na água, da concentração eletrolítica, da temperatura e da constante dielétrica do
meio.
As primeiras camadas de moléculas de água em torno das partículas do solo estão
firmemente aderidas → água sólida.
Quando duas partículas de argila, na água, estão muito próximas, ocorrem forças de
atração e de repulsão entre elas. As forças de repulsão são devidas às cargas líquidas negativas que
elas possuem e que ocorrem desde que as camadas duplas estejam em contato. As forças de atração
decorrem de forças deVan der Waals e de ligações secundárias que atraem materiais adjacentes.
Superfície Específica → partículas de esmectitas apresentam volume 10-4 vezes menor
que das caulinitas e área 10-2 vezes menor. Assim, para igual volume ou massa, a superfície das
partículas de esmectitas é 100 vezes maior do que das partículas de caulinita. A superfície especifica
(superfície total de um conjunto de partículas dividida pelo seu peso) das caulinitas é da ordem de
10 m2/g, enquanto que a das esmectitas é de cerca de 1.000 m2/g. As forças de superfície são muito
importantes no comportamento de partículas coloidais, sendo a diferença de superfície específica
uma indicação da diferença de comportamento entre solos com distintos minerais-argila.
Um cubo com 1 cm de aresta tem 6 cm2 de área e volume de 1 cm3. Um conjunto de cubos
com 0,05 mm (siltes) apresentam 125 cm2 por cm3 de volume.
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Da combinação das forças de atração e de repulsão entre as partículas resulta a estrutura
dos solos, que se refere à disposição das partículas na massa de solo e às forças entre elas
Existem dois tipos básicos de estrutura nas argilas:
estrutura floculada, quando os contatos se fazem entre faces e
arestas, ainda que através da água adsorvida; e estrutura dispersa,
quando as partículas se posicionam paralelamente, face a face.
As argilas sedimentares apresentam estruturas que
dependem da salinidade da água em que se formaram. Em águas
salgadas, a estrutura é bastante aberta, embora haja um relativo
paralelismo entre partículas, em virtude de ligações de valência
secundária.
Estruturas floculadas em água não salgada resultam da
atração das cargas positivas das bordas com as cargas negativas
das faces das partículas.
No caso de solos residuais e de solos
compactados, a posição relativa das partículas é
mais
elaborada.
Intimamente,
existem
aglomerações de partículas argilosas que se
dispõem de forma a determinar vazios de maiores
dimensões, como se mostra na Figura ao lado.
Existem microporos nos vazios entre as partículas
argilosas que constituem as aglomerações e
macroporos entre as aglomerações. Esta
diferenciação é importante para o entendimento de
alguns comportamentos dos solos como, por
exemplo, a elevada permeabilidade de certos solos
residuais no estado natural, ainda que apresentando
considerável parcela de partículas argilosas.
No caso dos solos de evolução pedológica (solos porosos), a macroestrutura que eles
possuem provem da lixiviação de colóides das camadas superiores para as camadas inferiores, onde
se depositam, e a subsequente aglutinação dos grãos da camada porosa, por efeito de secamento
durante a estação seca.
Solos porosos → estrutura colapsível → destruída pela saturação quando sob carga.
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7
IDENTIFICAÇÃO DO SOLO POR MEIO DE ENSAIOS
Identificação dos solos → análise granulométrica e índices de consistência.
7.1
Análise granulométrica
Tamanho dos grãos de um solo → análise granulométrica → peneiramento e sedimentação
Num solo, geralmente convivem partículas de tamanhos diversos. Nem sempre é fácil
identificar as partículas porque grãos de areia, por exemplo, podem estar envoltos por uma grande
quantidade de partículas argilosas, finíssimas, apresentando o mesmo aspecto de uma aglomeração
formada exclusivamente por estas partículas argilosas. Quando secas, as duas formações são
dificilmente diferenciáveis. Quando úmidas, entretanto, a aglomeração de partículas argilosas se
transforma em uma pasta fina, enquanto que a partícula arenosa revestida é facilmente reconhecida
pelo tato. Portanto, numa tentativa de identificação tátil-visual dos grãos de um solo, é fundamental
que ele se encontre bastante úmido.
 Peneiramento
O peso do material que passa em cada peneira, referido ao peso seco da amostra, é
considerado como a "porcentagem que passa", e representado graficamente em função da abertura
da peneira, esta em escala logarítmica. A abertura nominal da peneira é considerada como o
"diâmetro" das partículas.
Limitação → peneira de n° 200, cuja abertura é de 0,075 mm.
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 Sedimentação
Distribuição granulométrica da porção mais fina dos solos → baseada na Lei de Stokes
Coloca-se cerca de 60 g de solo seco, em uma mistura de água destilada e agente
defloculante por 24 horas. Depois acrescenta-se água destilada até completar 1 litro. Homogeneizar
a mistura e, com o auxílio de um densímetro, medir a densidade da mistura em tempos pré
determinados e a velocidade de descida do densímetro.
A diferença de densidade (em um tempo t - inicial) fornece a porcentagem que passa e a
velocidade, o diâmetro das partículas.
Solos de mesma origem podem apresentar granulometrias diferentes de um local para
outro.
Fala-se que um solo é uma argila, quando o seu comportamento é o de um solo argiloso,
ainda que contenha partículas com diâmetros correspondentes às frações silte e areia. Da mesma
forma, uma areia é um solo cujo comportamento é ditado pelos grãos arenosos.
Utilidade:






Maior para solos grossos ( de utilização duvidosa em solos residuais, pois depende do grau de
desagregação imposto);
Utilizada com propósitos de classificação;
Algumas propriedades de engenharia dos solos não coesivos podem ser correlacionadas com a
sua granulometria ( por exemplo, a permeabilidade e a capilaridade são função do D10);
De forma geral solos grossos tendem a ter maior resistência por atrito, menor resistência por
coesão, permeabilidade mais alta, compressibilidade mais baixa e são menos suscetíveis ao
congelamento;
Utilizada quando se trabalha com o solo como material de construção;
O comportamento dos solos finos depende mais do argilo mineral e da história geológica.
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7.2
Índices de Consistência (Limites de Arreberg)
O comportamento dos solos argilosos depende mais de sua superfície específica muito alta,
sua mineralogia diferenciada e suas características perante a água e íons livres existentes, do que de
sua granulometria.
O comportamento dos solos argilosos depende do seu teor e umidade : quando muito
úmido, ele se comporta como um líquido; quando perde parte de sua água, fica plástico; e quando
mais seco, torna-se quebradiço.



Os teores de umidade correspondentes
às mudanças de estado, são definidos
como: Limite de Liquidez (LL) e
Limite de Plasticidade (LP) dos solos.

A diferença entre estes dois limites, que
indica a faixa de valores em que o solo
se apresenta plástico, é definida como o
Índice de Plasticidade (IP) do solo.
LL = é o teor de umidade do solo com o qual uma ranhura
nele feita requer 25 golpes para se fechar, numa concha.
Diversas tentativas são realizadas, com o solo em
diferentes umidades, anotando-se o número de golpes para
fechar a ranhura, obtendo-se o limite pela interpolação dos
resultados (NBR 6459).
LP = é definido como o menor teor de umidade com o
qual se consegue moldar um cilindro com 3 mm de
diâmetro, rolando-se o solo com a palma da mão (NBR
7180).
 A passagem de um estado para outro é gradual, com a
variação da umidade. A definição de LL e LP é arbitrária.
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7.3
Atividade das Argilas.
Os Índices de Atterberg indicam a influência dos finos argilosos no comportamento do
solo. Certos solos com teores elevados de argila podem apresentar índices mais baixos do que
aqueles com pequenos teores de argila. Isto pode ocorrer porque a composição mineralógica dos
argila-minerais é bastante variável. Pequenos teores de argila e altos índices de consistência indicam
que a argila é muito ativa.
Mas os índices determinados são também função da areia presente. Solos de mesma
procedência, com o mesmo mineral-argila, mas com diferentes teores de areia, apresentarão índices
diferentes, tanto maiores quanto maior o teor de argila, numa razão aproximadamente constante.
Quando se quer ter uma idéia sobre a atividade da fração argila, os índices devem ser comparados
com a fração argila presente. É isto que mostra o índice de atividade de uma argila, definido na
relação:
Ia  0,75 solos inativos
0,75  Ia  1,25 solos c/ atividade normal
Ia  1,25 solos ativos
A argila presente num solo é considerada normal quando seu índice de atividade se situa
entre 0,75 e 1,25. Quando o índice é menor que 0,75, considera-se a argila como inativa e, quando o
índice é maior que 1,25, ela é considerada ativa.
7.4
Emprego dos Índices de Consistência.
Os índices de consistência têm se mostrado muito úteis para a identificação dos solos e sua
classificação. Desta forma, com o seu conhecimento, pode-se prever muito do comportamento do
solo, sob o ponto de vista da engenharia, com base em experiência anterior. Uma primeira
correlação foi apresentada por Terzaghi, resultante da observação de que os solos são tanto mais
compressíveis (sujeitos a recalques) quanto maior for o seu LL. Tendo-se a compressibilidade
expressa pelo índice de compressão (Cc), estabeleceu-se a seguinte correlação:
Cc = 0,009.(LL - 10)
De maneira análoga, diversas correlações empíricas vêm sendo apresentadas, muitas vezes
com uso restrito para solos de uma determinada região ou de uma certa formação geológica.
Deve ser notado que os Índices de Atterberg são uma indicação do tipo de partículas
existentes no solo. Desta forma, eles representam bem os solos em que as partículas ocorrem
isoladamente, como é o caso dos solos transportados.
Solos saprolíticos apresentam significativa influência da estrutura da rocha mater. Solos
lateríticos, por sua vez, apresentam aglomerações de partículas envoltas por deposições de sais de
ferro ou alumínio. Os ensaios de limites são feitos com a amostra previamente seca ao ar e
destorroada e amassada energicamente com uma espátula durante a incorporação de água. Tais
procedimentos alteram a estrutura original do solo. Desta maneira, é de se esperar que as
correlações estabelecidas com base em comportamento de solos transportados não se apliquem
adequadamente a solos saprolíticos e lateríticos, que ocorrem em regiões tropicais. Correlações
específicas a estes solos devem ser estabelecidas.
Prof. Marco Túlio Pereira de Campos
Notas de Aula de Mecânica dos Solos I – 25
7.5
Tixotropia.
Restabelecimento da resistência de um solo previamente amolgado com o tempo. Muito
raramente atinge 100%.
Amolgamento  altera distância entre partículas  desequilibra campo atrativo 
estado não estável.
Quando o solo permanece em repouso, ou sobre ele atuam pressões de adensamento, ou
trocam-se as condições coloidais do mesmo, a distância entre as partículas tende a um nível de
energia de repouso que será maior que o anterior.
Prof. Marco Túlio Pereira de Campos