Baixe Formação e Comportamento de Solos Coluvionares: Liquefação e Estabilidade e outras Notas de estudo em PDF para Geologia, somente na Docsity!
Revisão Bibliográfica
Este capítulo encontra-se estruturado em quatro itens principais. O primeiro tem como principal enfoque os colúvios. O segundo aborda a liquefação como fenômeno gerador de escorregamentos em encostas. O terceiro item apresenta uma breve abordagem sobre as respostas durante o carregamento não drenado e a Teoria do Estado Crítico (TEC), a qual é considerada a ferramenta mais aceita na análise do comportamento geotécnico de solos.
2.1. Coluvios
2.1.1. Definição de Coluvios
De acordo com Silva et al. (2002), as áreas relacionadas ao estudo direto ou indireto do solo, como a geotecnia, geologia, geomorfologia e pedologia, não apresentam consenso sobre o uso dos termos colúvio ou solo coluvionar. As definições encontradas na bibliografia referem-se sempre a colúvios ou solos coluvionares. Ainda segundo os autores, durante a classificação dos colúvios, muitas vezes há dificuldade na diferenciação entre estes e os solos residuais maduros. Em uma encosta, pode-se inclusive ter várias camadas de colúvios, com diferentes idades (Fonseca et al. , 2002). Nogami (1985) afirma que a ocorrência comum de linhas de seixo entre colúvios indica que os mesmos são mais freqüentes do que se pensa. Fonseca (2002) ressalta que em uma encosta pode-se ter várias camadas de colúvio, cada uma com idade diferente. Segundo o autor, nem sempre os colúvios mais profundos são os mais antigos, pois a massa coluvionar pode, por sua vez, sofrer escorregamentos posteriores, que alteram a ordem de deposição. No Brasil, a definição de colúvio mais referenciada é a de Lacerda & Sandroni (1985) que consideram colúvio um depósito composto por blocos e/ou grãos de qualquer dimensão, transportados por gravidade e acumulados no sopé ou à pequena
distância de taludes mais íngremes ou escarpas rochosas. Lacerda (2002) considera que o termo colúvio abrange os tálus, as massas escorregadas, os detritos de avalanches e, ainda, os produtos de erosões causadas pelo fluxo superficial da água de chuva (sheet wash) depositado em taludes, também conhecido como alúvios. Porém, o termo alúvio melhor se aplica ao solo transportado por água e depositado em corpos hídricos, que apresenta seleção durante a deposição em função da velocidade de transporte. O termo colúvio é utilizado para denominar o material resultante de movimentos de massa ocorrentes em encostas (vertentes), porém também se aplica a escorregamentos em taludes de rios, de aterros, de mineração e de barragens, e engloba uma gama de materiais (naturais ou não) de várias origens. Em resumo, toda a massa de solo que sofre transporte, principalmente por gravidade, pode ser denominada de colúvio e não há nomenclatura específica. Na literatura geotécnica, a única tentativa verificada é a separação do tálus de todas as outras formas de colúvio, em decorrência de sua composição mais grosseira (Vargas, 1981; Lacerda & Sandroni, 1985; Wolle, 1988; Rodrigues, 1992; Vaz, 1996; Salamuni et al., 1999). Mais recentemente, Lacerda (2004) propôs a diferenciação de colúvios em duas classes: (a) colúvio desestruturado, resultante da deposição de material que é quebrado ou desintegrado e (b) colúvio resultante da formação de uma superfície de deslizamento no solo residual, apenas discernível através de inclinômetros. Esta proposta considera e enfatiza os movimentos lentos (rastejos) em profundidade que podem ocorrer em solo residual, formando colúvios que se deslocam como um corpo único contínuo.
2.1.2. Formação dos Coluvios
Os colúvios ou solos coluvionares podem se originar em encostas de formações geológicas diversas, em diferentes locais do Brasil, especialmente nas regiões sul e sudeste do país, pois as encostas destes locais estão geralmente sujeitas à ação intensa do intemperismo. Costa & Baker, (1981) apud Turner (1996), estimam que os colúvios cobrem mais de 95% da superfície de regiões tropicais úmidas, e entre 85 e 91% das regiões montanhosas semi-áridas. Já no Brasil, cerca de 70% das regiões são cobertas por colúvios (Lacerda & Sandroni, 1985). Segundo Deere & Patton (1971), a formação do solo coluvionar está associada com seu modo de ruptura. O movimento lento, quase contínuo, da massa deste solo ao
são frequentemente encontrados a jusante de taludes íngremes e em encostas acima de uma topografia costeira afogada. Múltiplas camadas de colúvio são conseqüência de sucessivas ocorrências de corridas de detritos ( debris flow ) sendo que, com o tempo, há a dissecação e a consolidação das camadas inferiores pelo peso das camadas que se acumulam na parte superior. Essas camadas estão geralmente sobre um perfil de intemperismo natural, o que ocasiona o clássico exemplo de aqüífero artesiano inclinado na base do talude. Segundo Deere & Patton (1971), quando o colúvio é formado por sucessivas ocorrências de corridas de detritos, o topo de cada camada de colúvio fica retrabalhado e zonas mais permeáveis se desenvolvem nessas posições ou dentro de uma camada individual. O tamanho das partículas dos materiais e a condutividade hidráulica do colúvio tendem a diminuir à medida que se desce a encosta. As camadas superiores do colúvio não são somente mais permeáveis para o fluxo horizontal, mas também são muito permeáveis na direção vertical, a qual permite uma rápida infiltração do escoamento superficial. Os autores afirmam que a camada de solo coluvionar é freqüentemente mais permeável do que os horizontes A e B do solo residual quase sempre existente abaixo. Portanto, é comum se encontrar nessa camada níveis de água elevados e isolados. Esta água ajuda a reduzir a resistência ao cisalhamento dos materiais das camadas inferiores e a formação de percolações adversas no solo coluvionar. Nogami (1985) salienta que muitos solos tropicais são produtos diretos do intemperismo químico da rocha in situ (solos residuais), mas podem também ser originados do intemperismo químico de solos transportados, incluindo solos coluvionares. Solos tropicais formados por intemperismo de rochas sedimentares consistem usualmente de misturas de argilo-minerais de forma lamelar, particularmente caulinita e montmorilonita, e de partículas granulares grosseiras não degradáveis, principalmente quartzo.
2.1.3. Instabilidades de colúvios
Quando comparadas às instabilidades em taludes naturais ocorridas em outras regiões, como na Califórnia, nos EUA (Lee et al. , 1988 apud Junaideen, 2005 e Fleming et al. , 1989), na Itália (Campus et al. 2001 apud Junaideen, 2005) e Japão (Wang et al. ,
- não são encontradas características únicas. Pode-se notar nestas ocorrências que, quase sempre, as instabilidades de taludes se deram em profundidades rasas de colúvios ou solos residuais, durante ou após chuvas torrenciais. É importante salientar que em solos naturais soltos (colúvios), durante elevação de poro-pressão, pode ocorrer liquefação do solo, com a consequente ocorrência de corridas de detritos (Sassa, 1989; Fleming et al. , 1989). O mecanismo de ruptura desses movimentos está intimamente associado ao comportamento mecânico dos solos e ao fluxo de água sub-superficial que se estabelece nos mesmos. Em taludes que apresentam depósitos de solos coluvionares podem ocorrer diversas formas de instabilidades, como rastejo ( creep ), escorregamento translacional do tipo talude infinito, escorregamento rotacional, corridas de detritos ou várias formas associadas, dependendo da geometria dos colúvios. Vários autores notaram em seus trabalhos que o início e o tipo do movimento de colúvios estão relacionados à sua espessura (Ellen & Fleming, 1987; Fleming & Johnson, 1994). Segundo esses autores, colúvios espessos usualmente estão associados a escorregamentos rotacionais lentos, que dificilmente se liquefazem ou se desagregam. Já taludes instáveis de colúvios rasos apresentam inicialmente um escorregamento translacional, seguido por desagregação e fluidez (corridas de detritos). Lacerda & Sandroni (1985) descrevem que o movimento de massas coluvionares inicia com um escoamento, para na sequência passar a uma situação de escorregamento translacional com zona de escoamento, para então se caracterizar francamente como escorregamento translacional. Em planta, os escorregamentos se apresentam semelhantes a um fluído viscoso, com deslocamentos maiores na porção central da massa. De acordo com Lacerda (2002 e 2004), a instabilização ou o aumento dos movimentos de fluência de taludes coluvionares pode ocorrer de acordo com as situações: (a) espontaneamente com lençol permanentemente elevado devido à precipitação contínua – nesse caso as velocidades de fluência aumentam, mas não há ruptura súbita, pois o solo se deforma plasticamente; (b) escavações, mesmo de pequena altura, feitas no pé do talude; (c) carregamento na crista do talude; e (d) por choque (Avelar, 1996 apud Lacerda, 2002) ou carregamento súbito devido a novo escorregamento a montante. Segundo Rodrigues (1992), os rastejos de massas coluvionares são essencialmente visco-plásticos e as velocidades de deformação são aceleradas na época
encontrada, discutida e avaliada na dissertação de mestrado de Pereira (2006). O presente trabalho trata brevemente alguns termos utilizados para liquefação, os materiais e condições físicas que promovem a ocorrência deste fenômeno e por último, alguns métodos de avaliação do potencial de liquefação.
2.2.1. Critério de composição de material
A liquefação é normalmente associada a depósitos granulares, pois em solos de granulometria mais fina não se observa a perda completa das tensões efetivas pela geração de excesso de poro pressão. Mais recentemente, os limites dos critérios baseados na composição do material foram expandidos, tendo sido observado que a suscetibilidade à liquefação é influênciada pela distribuição granulométrica, forma das partículas e índice de plasticidade.
- Distribuição granulométrica Terzaghi et al., (1996) relatam a influência da distribuição granulométrica na suscetibilidade à liquefação. Solos bem graduados são geralmente menos suscetíveis porque o preenchimento dos vazios pelas partículas menores resulta numa menor variação volumétrica, sob condição drenada, e em menores valores de poro pressão na condição não drenada. Evidências de campo indicam que a maioria dos casos de ruptura por liquefação ocorre em depósitos de solo com granulometria uniforme. Tsuchida (1970) apresentou faixas limites de distribuição granulométricas de solos que desenvolveram ou apresentaram potencial para desenvolver o fenômeno de liquefação. Estas faixas, apresentadas na Figura 2.2 foram obtidas após a análise da distribuição granulométrica do solo de depósitos naturais que desenvolveram ou não liquefação.
Figura 2.2: Faixas granulométricas (Tsuchida, 1970)
Ishihara et. al. (1980) definiram uma faixa de distribuição granulométrica de diversos resíduos siltosos não plásticos utilizados em um extenso estudo que visava determinar o potencial de liquefação.
- Indíce de Plasticidade Vários estudos de laboratório têm demonstrado uma forte correlação entre índice de plasticidade e aumento da resistência à liquefação do solo. Ishihara e Koseki (1989) constataram que, o aumento do índice de plasticidade aumenta a resistência à liquefação, indicando que as características de plasticidade são mais influentes do que a distribuição granulométrica, no caso de solos finos (Figura 2.3).
Figura 2.3: Indice de plasticidade, Ishihara e Koseki,(1989) Polito (1999), em sua dissertação de doutorado, realizou um amplo estudo sobre o efeito da quantidade de finos plásticos e não plásticos na resistência à liquefação de
Índice Plástico
σdl⁄σo
Figura 2.4: Respostas típicas de uma areia durante o carregamento não drenado (modificado de Sriskandakumar, 2004)
No comportamento do tipo 1 (um), o material alcança a resistência ao cisalhamento de pico e então apresenta uma queda brusca de resistência com a deformação (“strainsoftening”) até alcançar o estado permanente, representado pelo ponto a nas Figuras 2.4(a) e (b). Este comportamento foi denominado como liquefação por Castro (1969), Casagrande (1975) e Seed (1979) e liquefação verdadeira por Chern (1985). Este tipo de resposta é considerado responsável pelas rupturas em fluxo observadas no campo (Sriskandakumar, 2004). Na resposta do tipo 2 (dois), denominada por Castro (1969) como liquefação limitada, o solo alcança um estado de resistência mínima, denominado estado quase permanente (ponto b na Figura 2.4), e depois apresenta uma tendência de dilatação com recuperação da resistência (“strain-hardening”). No comportamento do tipo 3 (três), o material apresenta um contínuo aumento da resistência ao cisalhamento durante a deformação. O excesso de poropressão apresentado inicialmente indica um comportamento contráctil. Entretanto a posterior redução das poropressões sugere uma forte tendência de dilatação.
- Linha de Mudança de Fase A linha de mudança de fase indica uma mudança na tendência de alteração de volume das areias, de contração para dilatação. Os pontos das trajetórias de tensões
efetivas de um ensaio triaxial do tipo CIU, coincidentes com esta linha, correspondem ao valor máximo do excesso de poropressões induzido durante o ensaio. Alguns estudos (Chern, 1985; Negussey et al. , 1988) indicam que, para uma dada areia, o ângulo de atrito de volume constante (øcv), é coincidente com o ângulo de atrito mobilizado na transformação de fase (øpt). (Sriskandakumar, 2004). Conforme descrito por Stark et al. (1998), a observação crítica de vários resultados de ensaios de laboratório indica que todas as areias, fofas ou densas, apresentam uma tendência de contração antes de atingir a linha de mudança de fase, independente do tipo de carregamento. Este comportamento é confirmado na Figura 2. (b). Para solos arenosos moderadamente fofos a medianamente densos, que apresentam comportamento do tipo 2 (dois) (na Figura 2.4), o estado quase permanente corresponde à mínima resistência ao cisalhamento disponível após o pico de resistência, e é frequentemente obtido para deformações intermediárias. Para estes solos, o verdadeiro estado permanente ocorre para maiores deformações depois de uma tendência de dilatação com aumento de resistência. Tem sido observado (Vaid & Chern, 1985; Ishihara, 1993, Vaid & Thomas, 1995 e Yamamuro & Lade, 1998) que, para uma dada areia com comportamento do tipo 2 (dois), o ponto de estado quase permanente é correspondente ao ponto de mudança de fase, conforme representado pelo ponto b nas Figuras 2.4(a) e (b). Para os solos arenosos fofos, com comportamento do tipo 1 (um) (na Figura 2.4), o estado quase permanente e o ponto de transformação de fase não existem e a tendência de contração continua até ser alcançada a resistência mínima no estado permanente, que ocorre para grandes deformações (Olson, 2001).
2.2.3. Estado Crítico
Em janeiro de 1936, Arthur Casagrande publicou, no Jornal da Sociedade de Engenheiros Civis de Boston, a explicação para a tendência das areias à mudança de volume durante o cisalhamento. Casagrande concluiu que a diminuição de volume no caso de areias fofas e o aumento de volume no caso de areias compactas, durante a deformação cisalhante, resultavam na mesma “densidade crítica” ou índice de vazios crítico para o qual o solo arenoso poderia sofrer alguma deformação sem modificação
uma estimativa aproximada poderia ser feita do índice de vazios crítico nesta situação, pois as deformações medidas se concentravam no volume de areia adjacente ao plano de ruptura e não seriam representativas para a amostra inteira. Já o ensaio em areias fofas possibilitaria uma estimativa aproximada do índice de vazios crítico e a determinação da sua relação com a tensão confinante (Castro, 1969). Realizando ensaios com várias tensões confinantes, Casagrande concluiu que o índice de vazios crítico é reduzido com o aumento da tensão confinante. A linha que relaciona o índice de vazios crítico com o logaritmo da tensão confinante efetiva foi definida como “linha do estado crítico”. Esta linha, apresentada na Figura 2.6, separa os solos entre dilatantes e contrácteis (Castro, 1969).
Figura 2.6: Linha do índice de vazios crítico
Os ensaios desenvolvidos por Casagrande, naquela ocasião, foram ensaios drenados, porque não havia naquela época um equipamento de ensaio que permitisse a medição das poropressões geradas durante o cisalhamento a volume constante (Kramer, 1985). Entretanto, Arthur Casagrande previu que caso a drenagem fosse impedida a tendência de alteração de volume resultaria em variações das poropressões. Desta forma, uma areia no estado mais fofo do que o estado crítico experimentaria um acréscimo das poropressões com a consequente diminuição da resistência ao cisalhamento, que conforme a magnitude poderia resultar na ocorrência da liquefação (Castro 1969). Em meados de 1960, Gonzalo Castro, sobre a orientação de Arthur Casagrande, realizou uma série de ensaios de compressão triaxial não drenados com tensão controlada e relacionou em um gráfico a tensão confinante efetiva e o índice de vazios
para grandes deformações. A esta linha, produzida de maneira similar à linha do estado crítico, Castro se referiu como sendo a linha de estado permanente (Universidade de Washington, 2008). Poulos (1981), definiu o estado permanente de deformação como o estado em que uma massa de partículas está deformando continuamente com volume constante, tensão efetiva normal constante, tensão cisalhante constante e velocidade constante. A Figura 2.7 ilustra o conceito de estado permanente de deformação, conforme descrito por Poulos et al. (1985).
Figura 2.7: Estado permanente de deformação obtido de ensaios não drenados (modificado de Poulos et al. , 1985)
Na Figura 2.7(a) está mostrada a redução da tensão confinante efetiva com a deformação, devido ao acréscimo das poropressões durante o cisalhamento não drenado. A Figura 2.7(b) mostra a variação da tensão confinante efetiva após o adensamento e durante o cisalhamento não drenado, até alcançar a condição de estado permanente. O comportamento tensão-deformação (“strain-softening”) está apresentado na Figura 2.7(c) e a trajetória de tensões efetivas correspondente está mostrada na Figura 2.7(d). No diagrama p’-q, da Figura 2.7(d), está representado o ângulo αs, que corresponde ao ângulo de atrito de estado permanente, øs, no diagrama de Mohr- Coulomb. A transformação entre α e ø pode ser feita por meio de conhecidas relações trigonométricas.
