clase cristina de santiago arcillas

5/14/2018 Clase Cristina de Santiago Arcillas - slidepdf.com

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MÁSTER EN MECÁNICA DEL SUELO E

INGENIERÍA DE CIMENTACIONES

PROPIEDADES FÍSICO-QUÍMICAS DE LOS SUELOS.TÉCNICAS DE ANÁLISIS

Cristina de Santiago Buey

Laboratorio de Geotecnia

CEDEX



Propiedades físico-químicas de los suelos CRISTINA DE SANTIAGO

INDICE

1. INTRODUCCIÓN.................................................................................................... 1

2. LOS MATERIALES GEOLÓGICOS SON SISTEMAS DE TRES FASES:

SÓLIDO, LÍQUIDO Y GASES........................................................................................ 2

3. EL ESQUELETO SÓLIDO DE SUELOS Y ROCAS .............................................. 3

3.1. Composición de los suelos ......................................................................... 3

3.1.1. Minerales no arcillosos............................................................................ 3

3.1.2. Materia orgánica ..................................................................................... 5

3.1.3. Minerales de la arcilla ............................................................................. 6

3.1.4. Formación de arcillas en los suelos ........................................................ 9

3.2. Tamaño de partícula ................................................................................... 10 3.3. Morfología de partícula .............................................................................. 11

3.4. La superficie específica ............................................................................. 12

3.5. La carga eléctrica........................................................................................ 15

3.5.1. Carga eléctrica en la superficie de las partículas.................................. 16

3.5.2. Carga eléctrica en los bordes de las partículas .................................... 17

3.5.3. Carga eléctrica debido a sustituciones isomórficas ..............................17

3.6. La capacidad de adsorción........................................................................ 18 3.6.1. La capacidad de intercambio catiónico ................................................. 18

3.6.2. La doble capa eléctrica difusa (DCED) ................................................. 21

4. FÁBRICA Y MICROESTRUCTURA DE LOS SUELOS ...................................... 22

4.1. Fuerzas existentes entre partículas .......................................................... 22

4.2. Tipos de contactos entre partículas ......................................................... 23

4.3. Concepto de fábrica y microestructura: Floculación y dispersión........ 25

5. LAS FASES LÍQUIDA Y GASEOSA DE SUELOS Y ROCAS ............................ 28

5.1. La red porosa: macroporosidad y microporosidad. Porosidad primaria y

secundaria............................................................................................................... 29

5.1.1. Macroporosidad y microporosidad ........................................................ 29

5.1.2. Porosidad primaria y porosidad secundaria.......................................... 31

5.2. El agua asociada a suelos y rocas............................................................ 32

6. RELACIÓN ENTRE LAS PROPIEDADES GEOTÉCNICAS DE LOS

MATERIALES GEOLÓGICOS Y SUS PROPIEDADES INTRÍNSECAS .................... 34

6.1. La plasticidad en materiales arcillosos .................................................... 34

6.1.1. ¿Qué factores determinan el comportamiento plástico de un suelo? ... 35

I




6.2. La expansividad en materiales arcillosos ................................................ 37

6.2.1. ¿Qué mecanismos intervienen en la expansividad de una arcilla? ......37

6.2.2. ¿Qué factores determinan el potencial de hinchamiento de un suelo? 38

7. TÉCNICAS DE ANÁLISIS DE SUELOS.............................................................. 39

ANEJO I: BIBLIOGRAFÍA

II




1. INTRODUCCIÓN

El comportamiento mecánico de los suelos depende fundamentalmente de su

composición, propiedades físico-químicas, estructura y fábrica. Sin embargo, durante

el desarrollo de la ingeniería geológica, no se le ha prestado la misma atención a todosestos factores: En las primeras investigaciones sobre comportamiento de suelos, se

puso especial interés en la composición granulométrica como principal índice de la

estructura del suelo. Se analizaron las relaciones cualitativas y cuantitativas entre la

distribución granulométrica y las propiedades mecánicas. Esta línea de investigación

no dio buenos resultados.

En una segunda etapa (a partir de 1940), los investigadores comenzaron a interesarse

por la composición química y mineralógica de los materiales, haciendo especial

hincapié en la cuantificación de los minerales arcillosos y su capacidad de cambio.

Considerando la composición mineralógica y química fue posible establecer

correlaciones cuantitativas entre algunas propiedades físico-químicas de los suelos y

sus parámetros de comportamiento mecánico. De todas formas, todavía quedaban

muchos enigmas por resolver. La mineralogía y las propiedades físico-químicas no

explicaban muchos de los fenómenos que tenían lugar en los materiales arcillosos.

Un tercer periodo surge en los años 60 del siglo XX, cuando no sólo se toman en

consideración la composición química y mineralógica y las propiedades físico-químicas

de las arcillas, sino que comienza a tenerse en cuenta la fábrica. A partir de estos

años y en adelante, se comienza a analizar simultáneamente composición, físico-

química, estructura y fábrica de los materiales arcillosos empezando de esta forma a

entender y justificar e incluso predecir su comportamiento mecánico (resistencia,

deformabilidad, etc.).

En la actualidad es ampliamente aceptado que la composición mineralógica es uno de

los factores que más influyen en las propiedades geotécnicas de los suelos, pero ésta

no actúa aisladamente, sino que depende también de factores físico-químicos como la

capacidad de cambio catiónico, la superficie específica, la presencia de agua de

adsorción, etc. Estos factores a su vez están condicionados por la composición

química, estructura y presencia en mayor o menor grado de defectos en la red

cristalina.

1




La fábrica es otro de los factores que ejercen gran influencia en las propiedades

geotécnicas aunque su papel no haya sido reconocido hasta mucho más tarde que el

de la composición mineralógica. Gracias a autores como Terzaghi (1926), Casagrande

(1932), Lambe (1953), Mitchell (1956), entre otros, comenzaron a definirse los

conceptos de macro-, meso- y microestructura, macro-, meso- y microfábrica.

Conceptos que, con el tiempo y los avances tecnológicos, se han hecho observables y

mensurables.

Han sido numerosos los trabajos realizados estableciendo correlaciones, ya sea de

forma cuantitativa o meramente descriptiva, entre mineralogía, fábrica, propiedades

físico-químicas y propiedades geotécnicas de materiales compuestos total o

parcialmente por minerales de la arcilla. La conclusión general que se deduce de todos

ellos podría resumirse en un hecho: No se puede comprender, explicar o predecir el

comportamiento geotécnico de un material geológico si no es mediante el estudio

completo no sólo de su composición química y mineralógica sino también de su

estructura, fábrica y características físicoquímicas.

2. LOS MATERIALES GEOLÓGICOS SON SISTEMAS DE TRES FASES: SÓLIDO,

LÍQUIDO Y GASES

El suelo puede considerarse como un sistema de tres fases, un esqueleto sólido, y un

volumen de huecos, que puede estar total o parcialmente relleno de gases y vapores

y/o líquidos. Dentro del esqueleto sólido, se puede diferenciar entre las partículas de

gran tamaño químicamente poco activas (arenas y limos) y las partículas de tamaño

coloidal: arcillas, materia orgánica y óxidos, que son los componentes de la fracción

granulométrica arcilla que poseen una gran actividad físico-química. Estos

componentes de menor tamaño ejercen un papel fundamental en el suelo debido a su

capacidad de adsorber y fijar iones. También juegan un papel fundamental en la

dinámica del agua en el suelo y, dado que actúan en la formación de estructura del

suelo, determinan otras propiedades tales como la aireación, el drenaje, la

permeabilidad, deformabilidad, etc. Finalmente, es fundamental la presencia o

ausencia total o parcial de agua (grado de saturación del suelo) asociada al suelo, y

de que forma se encuentra presente. De todos estos factores se tratará a partir de

ahora de una forma más detallada.

2




3. EL ESQUELETO SÓLIDO DE SUELOS Y ROCAS

El suelo constituye la interfase entre las rocas del sustrato continental y la atmósfera,

formándose como consecuencia de los fenómenos físicos, físico-químicos y biológicos

de intercambio que ahí se producen. El concepto de suelo es, por tanto, un concepto

evolutivo. Este se forma como consecuencia de un proceso dinámico, que implica un

cambio progresivo desde que la roca se pone en contacto con la atmósfera como

consecuencia de la erosión, hasta su desarrollo completo.

3.1. Composición de los suelos

Como se puede observar en la figura, aunque son muchos y muy variados los

minerales que se pueden encontrar en los suelos, los más abundantes con diferencia

son el cuarzo en las granulometrías más groseras (gravas, arenas y limos), y a medida

que se entra en las granulometrías más finas, los filosilicatos o minerales del grupo de

las arcillas, tanto primarios como secundarios (formados a partir de la alteración de

minerales primarios).

3.1.1. Minerales no arcillosos

Los minerales que componen el suelo pueden ser tan variados como lo sea la

naturaleza de las rocas sobre las que se implanta. No obstante, hay una tendencia

general de la mineralogía del suelo hacia la formación de fases minerales que sean

estables en las condiciones termodinámicas del mismo, lo cual está determinado por

un lado por el factor composicional, y por otro por el climático, que condiciona la

temperatura, la pluviosidad, y la composición de las fases líquida y gaseosa encontacto con el suelo.

3




Los minerales del suelo pueden ser de dos tipos:

1) Primarios o Heredados , es decir, procedentes de la roca-sustrato que se

altera para dar el suelo, que serán minerales estables en condiciones

atmosféricas, resistentes a la alteración físico-química.

2) Secundarios : Formados durante el proceso edafológico por alteración de los

minerales de la roca-sustrato que no sean estables en estas condiciones.

Los más importantes, y los condicionantes para su presencia en el suelo serían los

siguientes:

• Cuarzo . Es un mineral muy común en los suelos, debido a: 1) su abundancia

natural en la mayor parte de las rocas; y 2) su resistencia al ataque químico. El

cuarzo confiere al suelo buena parte de su porosidad, debido a que suele estar en

forma de granos más o menos gruesos, lo que permite el desarrollo de la

porosidad intergranular. Además, es un componente muy inerte, muy poco

reactivo, del suelo. Suele encontrase en suelos poco estructurados de textura

arenosa.

• Feldespatos . Suelen ser componentes minoritarios, heredados o residuales de la

roca sobre la que se forma el suelo, debido a que son metaestables en medioatmosférico, tendiendo a transformarse en minerales de la arcilla. Al igual que el

cuarzo, conforman la fracción arenosa del suelo, si bien en este caso le confieren

una cierta reactividad.

• Fragmentos de roca . Junto con los dos componentes anteriores, conforman la

fracción comúnmente más gruesa del suelo, si bien en este caso el tamaño de

fragmentos suele ser superior a 2 cm, de forma que el cuarzo y feldespatos suelen

constituir la fracción arenosa del suelo, mientras los fragmentos de roca

constituyen la fracción de tamaño grava. La naturaleza de los fragmentos estádirectamente relacionada con la de la roca sobre la que se forma, si bien

ocasionalmente el suelo puede contener fragmentos de origen “externo”, como

consecuencia de procesos de transporte y depósito contemporáneos con la

formación del suelo. En cualquier caso, son siempre heredados, y nos permiten

identificar el origen del material geológico.

• Carbonatos . Los carbonatos son minerales frecuentemente formados por

edafogénesis, aunque debido a su alta solubilidad su acumulación no suele

producirse en el horizonte más superficial. Una excepción corresponde a lossuelos de regiones de climatología semiárida y con abundantes rocas

4




carbonatadas. En estas regiones, los procesos de intercambio con el suelo suelen

ser “en ascenso”: las aguas subterráneas ricas en carbonatos ascienden hasta la

superficie del terreno por capilaridad o por gradiente de humedad, depositando ahí

los carbonatos, y originando los denominados “caliches”, auténticos escudos de

color blanco que recubren la superficie del suelo.

• Óxidos e hidróxidos de hierro, manganeso y aluminio . Los óxidos e hidróxidos de

Fe3+ (y a menudo los de aluminio y los de manganeso) son minerales que se

suelen acumular en el suelo como consecuencia de procesos de alteración de

otros minerales, constituyendo la fase estable del hierro en superficie o

condiciones cercanas a la superficie. Se acumulan en forma de agregados:

limonita (agregado de óxidos e hidróxidos de Fe), bauxita (de óxidos e hidróxidos

de aluminio); y óxidos e hidróxidos de manganeso. Desde el punto de vista

estrictamente químico son muy estables, poco o nada reactivos, pero presentan

propiedades sorcitivas que hacen que su presencia en el suelo tenga implicaciones

físico-químicas notables.

• Sulfatos . La presencia de sulfatos en el suelo suele tener la doble vertiente de que

pueden ser minerales relativamente comunes, pero al ser compuestos de

solubilidad relativamente alta, su acumulación efectiva solo puede producirse bajo

condiciones muy determinadas: abundancia de sulfatos (e.g., yesos) en el entorno

inmediato, y clima árido o semiárido. En estas condiciones, y al igual que loscarbonatos, los sulfatos podrán acumularse en forma de costras o eflorescencias.

• Otros minerales . Aparte de los descritos, el suelo puede contener una amplia gama

de minerales, en unos casos heredados, en otros formados, todo ello en función de

los condicionantes ya mencionados: naturaleza de la roca-sustrato, y factores

climáticos. Su importancia e interés pueden ser muy variables.

3.1.2. Materia orgánica

La materia orgánica que contiene el suelo procede tanto de la descomposición de losseres vivos que mueren sobre ella, como de la actividad biológica de los organismos

vivos que contiene: lombrices, insectos de todo tipo, microorganismos, etc. La

descomposición de estos restos y residuos metabólicos da origen a lo que se

denomina humus . En la composición del humus se encuentra un complejo de

macromoléculas en estado coloidal constituido por proteínas, azúcares, ácidos

orgánicos, minerales, etc., en constante estado de degradación y síntesis. El humus,

por tanto, abarca un conjunto de sustancias de origen muy diverso, que desarrollan un

papel de importancia capital en la fertilidad, conservación y presencia de vida en lossuelos. A su vez, la descomposición del humus en mayor o menor grado, produce una

5




serie de productos coloidales que, en unión con los minerales arcillosos, originan los

complejos organominerales, cuya aglutinación determina la textura y estructura de un

suelo. Estos coloides existentes en el suelo presentan además carga negativa, hecho

que les permite absorber cationes H+ y cationes metálicos (Ca2+, Mg2+, K+, Na+) e

intercambiarlos en todo momento de forma reversible; debido a este hecho, los

coloides también reciben el nombre de complejo absorbente.

3.1.3. Minerales de la arcilla

Son minerales también muy abundantes en el suelo, constituyendo la matriz general

del mismo, la componente intergranular entre la fracción arenosa y los fragmentos de

roca. Son minerales que en general proceden de la alteración de los que componen la

roca sobre la que se producen los procesos de meteorización, y en función de ello

pueden ser muy variados:

• Micas-Illitas que se forma a partir de feldespatos y micas de rocas ígneas,

sedimentarias o metamórficas

• Cloritas , que se forma a partir de los minerales ferromagnesianos que pueda

contener la roca: biotita, anfíbol, piroxeno, olivino

• Pirofilitas , que puede formarse a partir de minerales ricos en aluminio en la

roca original

• Menos comunes son los filosilicatos del grupo de las arcillas especiales

(esmectita-bentonita, sepiolita, palygorskita ), que se forman bajo condiciones

climáticas muy específicas, o a partir de rocas de composición muy

determinada, y que por sus características especiales confieren al suelo

propiedades mecánicas diferentes a las habituales (suelos expansivos, suelos

instables). Los minerales de este grupo juegan un papel muy importante en la

textura y en la físico-química del suelo, pues le confieren plasticidad,

impermeabilidad, así como otras propiedades mecánicas y de relación entre el

suelo y el agua que contiene, en especial en cuanto a la capacidad deadsorción e intercambio iónico que pueda presentar. Hablamos en mayor

detalle de estas capacidades más adelante.

El tamaño de los minerales arcillosos suele ser muy pequeño, inferior a dos micras,

aunque existen cristales de todos los tamaños, hasta centimétricos. Son los minerales

más abundantes en la superficie de la tierra, formando parte de los suelos y rocas

sedimentarias de grano fino.

6




Las arcillas determinan la plasticidad del suelo, su capacidad de retener agua y

nutrientes y la disponibilidad de sustancias químicas para el desarrollo de las plantas.

3.1.3.1 Estructura de los minerales de la arcilla. Clasificación

Los minerales de la arcilla son silicatos hidratados de aluminio. Se clasifican dentro delgrupo de los filosilicatos, caracterizados por su estructura en capas. Existe una amplia

gama de familias de minerales con propiedades físicas y químicas muy diversas,

aunque la mayoría tienen en común hábitos con morfologías aplanadas y exfoliación

perfecta entre laminas, como consecuencia de su estructura en capas.

Las unidades estructurales más pequeñas que definen la red cristalina de los

minerales arcillosos son dos: el tetraedro y el octaedro (Figura 1). Los tetraedros

presentan en sus cuatro vértices, átomos de oxígeno y alojan generalmente en el

centro un átomo de silicio. Éstos se unen compartiendo los tres oxígenos de la base

del tetraedro (oxígenos basales), de manera que forman una capa continua

denominada capa tetraédrica. Los octaedros están definidos por seis iones hidroxilo

rodeando a un catión de aluminio (Al3+) o magnesio (Mg2+) principalmente. En menor

proporción, estos octaedros también pueden alojar Fe3+ o Fe2+ y, más raramente, Li+,

Mn2+, Cr2+, Ni2+, Cu2+ o Zn2+. A su vez, estos octaedros se unen compartiendo algunas

de sus aristas para formar una capa continua octaédrica.

Figura 1: a) Tetraedro y capa tetraédrica. B) Octaedro y capa octaédrica

Las arcillas son filosilicatos y como tales, su estructura se basa en el apilamiento de

capas de coordinación tetraédrica con capas de coordinación octaédrica. Los oxígenos

tetraédricos que no son compartidos con otros tetraedros (oxígenos apicales) forman

parte de los octaedros adyacentes uniéndose así estructuralmente ambas capas

(Figura 2). Por ello, la capa octaédrica presenta en sus bordes los oxígenos apicales

que comparte con la capa tetraédrica más algunos grupos hidroxilo.

7




La clasificación de las arcillas se basa en la forma en que las capas tetraédrica y

octaédrica se unen para formar una lámina. De esta forma, existe el grupo de arcillas

de estructura 1:1 (T-O) donde la unidad estructural consiste en una capa tetraédrica

unida a una capa octaédrica. Por otro lado, el grupo de arcillas de estructura 2:1 (T-O-

T) se basa en el apilamiento de dos capas tetraédricas rodeando una capa octaédrica.

Figura 2: a) Lámina de tipo 1:1 ó t-o; b) Lámina de tipo 2:1 ó t-o-t

Si todos los huecos octaédricos están

ocupados, la lámina se denomina

trioctaédrica (siendo el Mg2+ el catión

dominante en la capa octaédrica). Si,

por el contrario, sólo dos tercios de las

posiciones octaédricas están ocupadas

y el tercio restante está vacante, la

lámina se denomina dioctaédrica

(siendo el Al3+ el catión octaédrico

dominante).

Además, en algunos filosilicatos lasláminas no son eléctricamente neutras

debido a sustituciones de unos

cationes por otros de distinta carga

(sustituciones isomórficas) o presencia

de defectos en la red cristalina. El

exceso de carga generado se

compensa mediante la presencia de cationes en el espacio interlaminar (espacio

existente entre dos láminas consecutivas). Estos cationes interlaminares pueden seraislados e individuales (grupo de las micas) o pueden estar hidratados (grupo de las

esmectitas, cloritas hinchables, vermiculitas). Los cationes interlaminares más

frecuentes son: Na+, K+, Mg2+ y Ca2+. Un caso especial es el grupo de las cloritas, en el

cual el espacio interlaminar es ocupado por una capa octaédrica completa. A este

grupo se le denomina T-O-T-O ó 2:1:1.

También son arcillas la sepiolita y la paligorskita, a pesar de presentar diferencias

estructurales con el resto de los filosilicatos. Estructuralmente, estos minerales están

8




formados por láminas discontinuas T-O-T. A diferencia del resto de los filosilicatos, que

son laminares, éstos muestran hábito fibroso.

En la Tabla I se muestra esquemáticamente una clasificación de los grupos de

minerales de la arcilla existentes en función del carácter dioctaédrico o trioctaédrico y

de su estructura laminar.

TABLA I: CLASIFICACIÓN DE LOS MINERALES DE LA ARCILLA.

LÁMINA DIOCTAÉDRICOS (Al3+) TRIOCTAÉDRICOS (Mg2+)

T-O (1:1)

CANDITAS

Halloisita

CaolinitaNacrita

Dickita

SERPENTINAS AntigoritaCrisotilo

LizarditaBertierina

T-O-T (2:1)

PirofilitaESMECTITAS

VermiculitasIlitasMicas

MontmorillonitaBeidellitaNontronita

MoscovitaParagonita

TalcoESMECTITAS

VermiculitasIlitasMicas

SaponitaHectoritaEstevensita

BiotitaFlogopita

T-O-T-O (2:1:1) CLORITASFIBROSOS Paligorskita Sepiolita

3.1.4. Formación de arcillas en los suelos

Una cuestión importante en la formación del suelo es la génesis de los minerales más

característicos del mismo: las arcillas. Estas se forman en la naturaleza mediante tres

procesos de génesis diferentes:

• Neoformación : Por precipitación directa en el seno de agua dulce (cuencas

intracontinentales) o salada (fondos marinos). La composición mineralógica del

sedimento originado depende de las condiciones físico-químicas del medio en

durante la precipitación y sedimentación (TºC, pH, salinidad, etc.)

• Heredados : Residuos de la roca original (como las micas de los granitos),

cristalizados desde el origen de la roca y no alterados por los diversos agentes

erosivos físicos o químicos.

• Transformación mineral : En concreto, la formación de los minerales de la arcilla

en este ambiente está íntimamente ligada a reacciones de hidrólisis de los

minerales silicatados de las rocas. El CO2 disuelto en el agua de lluvia o de los

ríos puede desencadenar una serie de procesos hidrolíticos:

CO2 + H2O ⇒ H2CO3

9




El ácido carbónico así formado reacciona con los feldespatos, induciendo la formación

de minerales del grupo de la arcilla. A continuación se ilustra este tipo de reacciones

con tres ejemplos conducentes a la formación de caolinita, Al2Si2O5(OH)4:

• Hidrólisis de anortita (plagioclasa cálcica):

CaAl2Si2O8 + 2 H2CO3 + H2O ⇒ Ca2+ + 2 HCO3- + Al2Si2O5(OH)4

• Hidrólisis de la albita (plagioclasa sódica):

2 NaAlSi3O8 + 2 H2CO3 + 9 H2O ⇒ 2 Na+ + 2 HCO3- + Al2Si2O5(OH)4 + 4 H2SiO4

• Hidrólisis de la ortoclasa (feldespato potásico):

2 KAlSi3O8 + 2 H2CO3 + 9 H2O ⇒ 2 K+ + 2·HCO3- + Al2Si2O5(OH)4 + 4·H2SiO4

Caolinita

3.2. Tamaño de partícula

Los suelos constituyen un medio perfectamente organizado de partículas minerales y/o

orgánicas ensambladas cuyo tamaño cubre un rango de al menos seis órdenes de

magnitud. Por ello, cuando se estudia una muestra en un laboratorio de geotecnia, se

considera básico y prioritario analizar en primer lugar la distribución de éstas partículas

por tamaños estableciendo las fracciones predominantes que realmente son las que

determinan el comportamiento geotécnico de los materiales: su densidad, plasticidad,

permeabilidad, etc.).

En 1912, Atterberg propuso una de las primeras clasificaciones de suelos en función

de la granulometría, que todavía hoy es reconocida y aceptada en todo el mundo. A

ésta le siguieron numerosas propuestas de clasificaciones mucho más detalladas

como la de MIT (Massachussets Institute of Technology) en 1930, ISSS (International

Soil Science Society) en 1966, USDA (United States Department of Agriculture) en

1975, CSSC (Canadian Soil Survey Committee) en 1978, ASTM (American Society for

Testing Materials) en 1985, AFNOR (Association Française de Normalisation) en 1987.

La realidad es que al margen de que se utilice una u otra clasificación, existen dos

prototipos de comportamiento de suelos, en función de los tamaños predominantes en

su granulometría.

• Las partículas de tamaño más grosero resultan ser físico-químicamente inertes,

e inducen un tipo de comportamiento en el suelo más basado en la geometría

de las partículas, la relación entre sus tamaños y morfologías, así como de lostamaños y morfologías de los poros que albergan entre las mismas. El

10




comportamiento geotécnico de estos materiales “granulares” presenta una

característica común a todos ellos: sus propiedades presentan una fuerte

dependencia en el grado de compacidad de las partículas, traducido en una

densidad o porosidad geométricamente coherente con los tamaños

predominantes de partícula y los esfuerzos a los que se encuentran sometidos

en la naturaleza o el laboratorio.

• Las partículas denominadas “finas” (limos y arcillas) son mucho más sensibles

a la interacción con el agua y con los iones que se encuentran disueltos en ella.

El comportamiento de los suelos de grano fino se encuentra fuertemente

determinado por las fuerzas atractivas de Van der Waals existentes entre las

partículas, o las fuerzas electrostáticas que hacen actuar a éstas en presencia

de los iones del suelo, modificando la distribución de cargas en el suelo, y por

tanto la fábrica, la porosidad, y densidades resultantes. El pequeño tamaño de

partícula y las fuerzas físico-químicas existentes en estos suelos “cohesivos”

los hacen interactuar con el agua provocando comportamientos no observados

en los suelos granulares, que resultan inertes al agua.

3.3. Morfología de partícula

La morfología de las partículas es una característica inherente al suelo que juega un

papel fundamental en su comportamiento mecánico. La caracterización de la

morfología de las partículas depende de la escala.

• A gran escala las partículas pueden describirse como esféricas, redondeadas,

laminares, elípticas, elongadas, etc.

• A menores escalas, la textura de la superficie de las partículas refleja la

rugosidad, suavidad y redondez de bordes y ángulos de las mismas.

Se muestran en la figura 3 algunos gráficos que ayudan a describir o clasificar la

morfología de las partículas en función de las dimensiones máxima, mínima e

intermedia, su redondez o esfericidad.

En general, la mayoría de las partículas minerales en la naturaleza, a excepción de las

arcillas, presentan una morfología de bloque no equidimensional, resultando

ligeramente elongadas, o tabulares.

11




TABULARU OBLATO

ESFEROIDAL

ISÓTROPO

I II

III IV

PROLATOO ELONGADO

ACICULAR

APLANADO

0 2/3 1.0

Dimensión corta / intermedia

D i m

e n s i ó n

m e d i a /

l a r g a

1.0

2/3

0

0.3

0.5

0.7

0.9

0.1 0.3 0.5 0.7 0.9

Redondez

Gráfico de esfericidad y redondez(Krumbein and Sloss, 1963)

d

d a

c i

Figura 3: Morfología de partículas. Redondez, esfericidad

Algunos minerales como el cuarzo, granate, algunos feldespatos, etc. Presentan una

morfología equidimensional o isótropa que puede oscilar entre cúbica y esférica en

función del grado de redondez que muestren en superficie.

Por el contrario, las arcillas se caracterizan por presentar una morfología laminar (e

incluso tubular o fibrosa en caso de crisotilos, sepiolitas, paligorskitas, etc.) que ejerce

una fuerte influencia sobre propiedades como la plasticidad, resistencia al corte o

capacidad de compactación (por ejemplo, la morfología laminar de las arcillas, junto

con su capacidad de albergar agua entre las láminas, son las razones de su

comportamiento plástico, capacidad de deslizamiento y su baja resistencia).

3.4. La superficie específica

Se denomina superficie específica al área de la superficie por unidad de masa (m2 /g).

Las arenas y gravas, al ser las partículas de mayor tamaño y morfología esférica o

pseudoesférica, presentan una superficie específica muy baja. Por el contrario, la

tendencia de los minerales de la arcilla a formar cristales de morfología laminar y de

tamaño muy pequeño hace que su superficie específica sea generalmente bastante

elevada.

La superficie de las partículas presenta una alta reactividad físico-química con el

medio, lo que implica la existencia de fenómenos como la adsorción de cationes ymoléculas de agua en superficie. Como consecuencia directa de esta característica

E s f e r i

12




todas las propiedades que dependen de la superficie del cristal tendrán una

importancia decisiva en el comportamiento físico-químico y mecánico del material

arcilloso. La superficie específica (m2 /g) de las partículas depende de dos factores:

• Morfología de las partículas: La superficie específica aumenta cuanto más se

aleja la morfología de la equidimensionalidad: Esfera < Lámina < Fibra

• Tamaño de partícula: La superficie específica aumenta al disminuir el tamaño

de partícula.

A continuación se muestran las fórmulas que expresan el volumen y área de una

partícula en función de su morfología, así como el número de partículas que cabrían

en un gramo de suelo y la superficie específica (Σ superficies de todas las partículas

que caben en un gramo de suelo). Tanto en placas como en fibras, la dimensión

menor (X) es al menos la décima parte de 2R.

Esfera Cubo Placa Fibra

Volumen de la

partícula3

3

4 Rπ 3

8 R 34·2·2 XR XR R R =

32·2··2 R X XR XR R =

Número de

partículas/gramo ρ π

3

34

1

R

ρ 3

8

1

R

ρ 3

4

1

XR

ρ 32

2

1

R X

Área de la

partícula2

4 Rπ 224 R

( ) ( )

( )222

2

8188

·242·2

R X XR R

XR R R

+=+

=+

( ) ( )

( )2

2

2·4

22··4

XR X

XR R XR

+

=+

Superficie

específica =

Σáreas/gramo ρ ρ π

π

R R

R 343

3

4

2

= ρ ρ R R

R 3

8

243

2

= ( ) ( )

ρ ρ XR

X

XR

R X 21

4

813

2+

=+

( ) ( )

ρ ρ XR

X

R X

XR X +=

+ 4

2

2432

2

En la siguiente tabla se repiten los cálculos considerando valores reales de arenas y

arcillas:

• Arena: peso específico: 2.65. Densidad seca aparente: 1.6 g/cm3

• Arcilla: peso específico:2.50. Densidad seca aparente: 1.2 g/cm

3

• La dimensión XR puede oscilar entre 2R/10 (caolinita) y 2R/1000 (esmectita).

13




SUPERFICIE ESPECÍFICA DE LAS PARTÍCULAS. MORFOLOGÍA

DATOS: Esfera Placa Placa 2

Peso específico de partículas 2.65 2.5 2.5

2R (cm): 0.1 1.00E-04 1.00E-05

Relación XR/2R: 1 0.1 0.01

Volumen de la partícula (cm3): 0.0005236 1E-13 1E-17

Nº de partículas/gramo (1/gr): 720.701629 4E+12 4E+16

Área de la partícula (cm2): 0.03141593 2.4E-08 2.04E-10

Superficie específica (cm2/gr): 22.6415094 96000 8160000

Superficie específica (m2/gr): 0.00226415 9.6 816

COMPARACIÓN EN VOLUMEN: Arena Caolinita Montmorillonita

Volumen (cm3):

10 10 10

Densidad seca (gr/cm3) 1.6 1.2 1.2

Peso (gr): 16 12 12

Número de partículas: 11531.2261 4.80E+13 4.80E+17Superficie específica total (cm2): 362.264151 1.15E+06 9.79E+07

Superficie específica total (m2): 0.03622642 115.2 9792

En la figura 4 se observa que simplemente con disminuir el tamaño de partícula,

manteniendo la morfología, la superficie específica aumenta de una forma importante.

Pero este aumento no es el mismo en partículas isótropas o fuertemente laminares. En

estas últimas, el aumento de superficie específica es considerablemente mayor. Así se

puede resumir que la superficie específica aumenta cuanto más pequeña es lapartícula y mas se aleja de la isotropía.

14




Figura 4: Variación de la superficie específica con el tamaño en partículas isótropas y laminares.

0

200

400

600

800

1000

1200

0 10 20 30 40 50 60 7

Número de partículas

S u p e r f i c i e e s p e c í f i c a ( m 2 )

0

Arcillas

Arenas

En la siguiente tabla se exponen ejemplos de superficies específicas de arcillas:

Mineral Superficie específica (m2 /g)Caolinita de elevada cristalinidad 15 m2 /gCaolinita de baja cristalinidad 50 m2 /gHalloisita 60 m2 /gIllita 50 m2 /gEsmectita 80-300 m2 /gSepiolita 100-240 m2 /gPaligorskita 100-200 m2 /g

3.5. La carga eléctrica

Las partículas de tamaño arcilloso (< 2μ) que se encuentran en el suelo, ya sean

minerales arcillosos, o partículas de materia orgánica o de óxidos e hidróxidos,

presentan una carga eléctrica que provoca una atracción sobre los iones de carga

contraria presentes en el medio de dispersión (agua del suelo). La carga eléctrica en

los minerales arcillosos tienen tres posibles orígenes:

• En las superficies de las partículas, la carga eléctrica es netamente negativa

SIEMPRE, debido únicamente a la presencia de los iones O2-

y (OH)-

. Estacarga eléctrica existe en TODAS las partículas arcillosas, inclusive en las

15




eléctricamente neutras. Los coloides de humus (materia orgánica) también

muestra una carga eléctrica negativa permanente en superficie.

• En los bordes de los cristales y superficies externas e imperfecciones de la red

cristalina: Carga eléctrica dependiente del pH, siendo generalmente alta a

valores altos de pH.

• Debido a sustituciones isomórficas en la estructura cristalina: es independiente

del pH. Típico de las esmectitas, vermiculitas, illitas y micas.

3.5.1. Carga eléctrica en la superficie de las partículas

Aun en el caso de que las láminas

arcillosas resulten ser eléctricamente

neutras, la presencia de iones OH- y

O2- en sus superficies externas,

confiere a la superficie arcillosa una

carga eléctrica neta negativa con

capacidad de atrapar y fijar mediante

adsorción diversos cationes de

cambio, así como moléculas de agua.

Por otro lado, la molécula de agua, aunque es eléctricamente

neutra, presenta también un momento dipolar constante. Debido a

este momento dipolar, las moléculas de agua pueden rodear iones

tanto de carga positiva (orientando su polo negativo hacia el catión)

como negativa (orientando su polo positivo hacia el anión),

hidratándolos. De igual forma, las moléculas de agua pueden

adherirse a las superficies de las partículas arcillosas orientando

sus polos positivos (H

+

) hacia la superficie del mineral fijándose aésta mediante puentes de hidrógeno. De esta forma, las moléculas

de agua se disponen sobre la superficie creando una película más o

menos continua en torno a la partícula.

Esta es la razón de la fuerte tendencia que presentan las partículas arcillosas a

hidratarse, mediante la creación de una capa de más o menos moléculas de agua de

espesor, tapizando la superficie de las partículas arcillosas, favoreciendo el

deslizamiento de unas con respecto a otras en presencia de un fuerza externa. Este esel fenómeno de la plasticidad

16




3.5.2. Carga eléctrica en los bordes de las partículas

En los bordes de la partícula, la carga eléctrica

se debe principalmente a la presencia de

enlaces insaturados. Estas zonas muestran un

comportamiento anfótero, y por tanto el signo

de la carga eléctrica depende principalmente

del pH del medio. Así, en pH ácido, la carga

eléctrica del borde es positiva. Sin embargo,

para un pH mayor (medios alcalinos), la carga

eléctrica del borde se hace negativa. Ello hace

que un material arcilloso pueda sufrir fuertes

modificaciones de fábrica y por tanto de

comportamiento, si cambia drásticamente el pH

del medio.

3.5.3. Carga eléctrica debido a sustituciones isomórficas

En determinados

minerales arcillosos se

produce una sustitución

de un catión de la

estructura por otro de

carga eléctrica diferente.

Esta sustitución no llega

a ser tan importante

como para producirse un

cambio en la estructura neta y por tanto una transformación mineralógica, ni siquieramorfológica, por ello se denominan sustituciones isomórficas. Sin embargo, sí se

producen pequeñas distorsiones en torno a la posición atómica donde se produce el

cambio, debido fundamentalmente a que el catión entrante normalmente no tiene el

mismo tamaño ni la misma carga eléctrica. Las sustituciones isomórficas más

habituales son: En la capa tetraédrica: Al3+ X Si4+

En la capa octaédrica: Mg2+ o Fe2+ X Al3+

La entrada de un catión de menor carga en la estructura genera una descompensacióneléctrica neta que se traduce por un aumento de carga eléctrica negativa en superficie.

17




Este fenómeno es la causa fundamental de generación de carga eléctrica en las

arcillas del grupo de las esmectitas, vermiculitas, illitas y micas.

En la siguiente tabla se muestran valores característicos de carga eléctrica de

diferentes minerales arcillosos desglosando que porcentaje de la carga es constante

(independiente del pH, debido a sustituciones isomórficas) o variable (dependiente del

pH: en superficies y bordes de partícula):

MineralCarga negativa

(cmol(+)/Kg)Constante

(%)Variable

(%)

Gibsita 6 0 100Caolinita 7 43 57Halloisita 18 33 67

Esmectita 118 95 5Vermiculita 85 100 0Mica 19 60 40

3.6. La capacidad de adsorción

ADSORCIÓN es un fenómeno por el cual una sustancia (iónica o no), atraída por

fuerzas de diferente naturaleza, se adhiere a la superficie de otra por un periodo más o

menos corto. Según la naturaleza de estas fuerzas que intervienen en la unión y según

la sustancia, existen tres tipos de adsorción:

• Intercambio iónico: Fuerzas electrostáticas con iones

• Fisisorción: Fuerzas débiles de van der Waals con moléculas orgánicas o iones

• Quimisorción: Fuertes fuerzas covalentes o electrostáticas de corto rango con

moléculas orgánicas o iones.

3.6.1. La capacidad de intercambio catiónico

La capacidad de intercambio catiónico (CEC: Cation Excange Capacity) se puededefinir como la suma de todos los cationes que un mineral puede adsorber a un

determinado pH. Es equivalente a la medida del total de cargas negativas del mineral,

dado que la cantidad de cationes adsorbidos tienden a compensar la carga negativa

neta de la partícula arcillosa. Las fuerzas que intervienen son predominantemente

electrostáticas. Los procesos son reversibles, pudiendo un catión ser atrapado durante

un periodo de tiempo y posteriormente liberado a cambio de otro catión del medio, si

las condiciones lo propician.

18




A continuación se resumen algunos ejemplos de capacidad de intercambio catiónico:

Mineral CEC (meq/100g)Caolinita 3-5

Halloisita 10-40Illita 10-50Clorita 10-50Esmectita 80-200Vermiculita 100-200Sepiolita-Paligorskita 20-35

La carga negativa neta de la lámina arcillosa determina su capacidad de fijar cationes

mediante fuerzas electrostáticas. Pero no sólo es importante el valor neto de la carga

eléctrica generada. La densidad de la carga eléctrica en superficie es el parámetro

determinante en el comportamiento eléctrico de la partícula total con el entornocatiónico que le rodea. La densidad de carga en superficie es la cantidad de carga

eléctrica correspondiente a la unidad de superficie y se expresa matemáticamente:

σ = CEC / S

donde CEC es la capacidad de intercambio catiónico en Coulombios/g ( 1 meq = 96.5

Coulombios) y S es la superficie específica en m2 /g. Como se deduce de la expresión

anterior, un material arcilloso con un valor fijo de CEC puede presentar diferentes

valores de densidad de carga en superficie, dependiendo de su superficie específica,

esto es, del tamaño de partícula.

La fuerza de enlace con que los iones son retenidos o adsorbidos en los lugares de

cambio depende de factores como la valencia y tamaño del ion, densidad de carga,

estructura y superficie específica del material, concentración relativa de los cationes

presentes, y contenido de agua en el sistema (efecto dilución).

Para estudiar la interacción entre los diferentes iones y con la superficie de las arcillas

se define el Potencial iónico : el potencial eléctrico que existe a nivel de la capa más

externa del ión F = C/R

Donde: F: Potencial iónico del ión anhidro o solvatado (hidratado)

C: Carga del ión

R: Radio iónico del ión anhidro o solvatado

19




Al hidratarse un ión cambia su radio y por lo tanto su potencial iónico, es decir,

modifica el potencial que tenía como ión anhidro. Los iones de menor radio iónico

deshidratado adsorben mayor número de moléculas de agua, adquiriendo un mayor

radio iónico hidratado y por lo tanto un menor potencial iónico. En la figura 5 se

muestra como varían las propiedades de los cationes en función del radio iónico, para

una valencia constante.

Figura 5: Propiedades en función del radio iónico

Según la teoría de Gouy-Chapman los iones de

igual carga son adsorbidos con igual fuerza

sobre la superficie sólida cargada. Sin embargo,

el radio hidratado determina la fuerza de

adsorción del ion, siendo más fuertemente

retenidos los de menor radio hidratado. La

atracción por los cationes será mayor cuanto más pequeño sea el radio del ión

hidratado y cuanto mayor sea su carga eléctrica. Por lo tanto, cuanto mayor sea su

potencial iónico (carga/radio) el ión será adsorbido con mas fuerza.

Asumiendo que las fuerzas de enlace con los iones adsorbidos son electrostáticas y

que bajo las condiciones ordinarias los iones adsorbidos están hidratados, los cationes

con radios hidratados más pequeños se acercarán a los lugares de carga negativa

más fácilmente y serán retenidos con más fuerza que un catión de mayor radio

hidratado. Por otro lado, los iones multivalentes son adsorbidos más fuertemente que

los monovalentes. Todos estos parámetros de comportamiento se resumen en un

ordenamiento de los cationes en función de la afinidad que muestran las arcillas por

adsorberlos.

La serie Liotrópica o de Hofmeister:

Li+ < Na+ < K+ < NH4+ < Mg2+ < Ca2+ < Sr2+ < Ba2+ < Al3+ < H+

Algunos cationes pueden ser fijados irreversiblemente en las arcillas. Tal es el caso de

los cationes de gran tamaño no hidratado (NH4+, K+, Li+), por su pequeño radio

fuertemente hidratado y del Mg2+, que forma parte de la red mineral.

De la figura 5 se pueden deducir algunos puntos fundamentales para comprender elcomportamiento de los materiales arcillosos:

20




• La presencia de cationes mono o divalentes produce una marcada diferencia

en las cantidades de agua adsorbida y, por lo tanto, en la expansión entre las

láminas.

• También definen la fábrica, que resultará ser más floculada o dispersa en

función del catión predominante (ver apartado 5.3). El grado de floculación

define la porosidad del material resultante.

Como ejemplo, destacar cómo varía el comportamiento de una esmectita en función

de que tenga Mg2+ (ligeramente expansiva), Na+ (expansiva) o Li+ (muy expansiva).

3.6.2. La doble capa eléctrica difusa (DCED)

La suma total de descompensaciones

eléctricas en la partícula se traduce en la

formación en superficie de la denominada

Doble Capa Eléctrica Difusa (DCED),

compuesta por una capa de carga negativa

situada justo en la superficie de la partícula,

rodeada por una capa exterior de carga

opuesta que tiende a compensar la de la

primera capa. Como en general las

partículas arcillosas presentan en las

superficies una carga neta negativa, esta

última capa estará constituida en su

mayoría por cationes.

Figura 6: DCED en pH ácido (bordes (+)), y pH básico (bordes (-))

Los bordes, sin embargo, pueden presentar carga positiva o negativa en función del

pH. Ello condicionará la presencia de cationes (+) o aniones (-) en la DCED de los

bordes.

Otra característica que presenta la DCED es su carácter difuso ya que los iones que la

componen, están sometidos a la acción de dos fuerzas simultaneas:

21




• Las fuerzas de atracción electrostática, que los mantienen en las cercanías

de la partícula.

• Las fuerzas osmóticas, que tienden a producir una difusión de los cationes

hacia el seno del fluido del interior de los poros, de concentración menor. Un

incremento en la concentración salina del medio fluido de los poros implicaría

una disminución de las fuerzas osmóticas y la consecuente disminución del

espesor de la DCED.

4. FÁBRICA Y MICROESTRUCTURA DE LOS SUELOS

4.1. Fuerzas existentes entre partículas

Cuando dos partículas se acercan como consecuencia de su movimiento Brownianoen el seno de un fluido, se producen entre ellas dos tipos de fuerzas:

Fuerzas de atracción de tipo Van der Waals. Aunque estas fuerzas entre átomos

son muy débiles y decaen muy rápidamente con la distancia (son inversamente

proporcionales a la séptima potencia de la distancia), son de carácter aditivo, lo que

significa que la suma de todas las fuerzas de atracción entre todos los pares de

átomos puede llegar a ser de mucho mayor rango. Además de las fuerzas de Van der

Waals, existen fuerzas de atracción de tipo electrostático inversamente proporcionales

al cuadrado de la distancia entre partículas. Estas fuerzas pueden originarse entre la

superficie de las partículas, de carga negativa, y los cationes de cambio atrapados

entre partículas adyacentes. También se forman fuerzas de este tipo debido a la

diferencia de carga eléctrica entre bordes o borde y cara de partícula.

Fuerzas de repulsión de carácter electrostático. El acercamiento de dos partículas

se produce hasta que sus DCED se encuentran. Dado que ambas partículas son de la

misma carga (en general negativas), sus DCED también lo son (ambas positivas), lo

que implica una repulsión inmediata entre ellas. El límite de acercamiento entre

partículas en el seno de un fluido dependerá, por lo tanto, del tamaño de sus capas

eléctricas que no pueden superponerse.

El efecto combinado de la acción de ambas fuerzas a la vez entre las partículas

arcillosas determina su comportamiento. Dicho comportamiento vendrá condicionado

por las características físico-químicas del medio en el que se encuentran. Los factoresque ejercen mayor influencia en dicho comportamiento son:

22




• pH: Los enlaces insaturados presentes en los bordes de partícula pueden

atraer iones hidrógeno (H+) o hidroxilo (OH)- del fluido de los poros. En el

primer caso (adsorción de iones H+) la carga eléctrica del borde de partícula

será positiva y su capa externa será de signo negativo. En caso de atraer iones

hidroxilo, el resultado será contrario. Esta capacidad de presentar carga

positiva o negativa en los bordes de partícula es, por tanto, función de la

concentración relativa del fluido accesible, así como del pH de la solución.

• Salinidad: Mientras que las fuerzas de atracción de Van der Waals no están

influidas por las condiciones químicas del medio, la naturaleza y dimensiones

de las DCED sí lo están,

disminuyendo su espesor

con la concentración de

electrolitos en el medio.

Esta compresión de las

DCED debida a un

aumento de la salinidad

facilita un mayor

acercamiento de las

partículas. Si este acercamiento supera un umbral crítico, las fuerzas deatracción de Van der Waals serán más fuertes que las de repulsión y las

partículas se unirán formando agregados.

4.2. Tipos de contactos entre partículas

Como se expuso anteriormente, la carga eléctrica de las caras de las partículas

arcillosas siempre es negativa, mientras que los bordes de las mismas, dado su

carácter anfótero, pueden presentar carga negativa o positiva dependiendo del pH de

la solución. La DCED se forma en torno a la partícula en función de la distribución dela carga eléctrica en la superficie de la misma. Las características de esta DCED

permitirán a las partículas asociarse (floculación) o permanecer aisladas hasta su

sedimentación (dispersión).

Si las partículas son capaces de acercarse lo suficiente como para que las fuerzas de

atracción superen a las de repulsión, las partículas se unirán, formando agregados

arcillosos. Existen tres tipos de asociaciones entre partículas en función de su carga

eléctrica:

23




• Asociación mediante contactos borde-borde (edge-edge “E-E”). Dichos

contactos tienen lugar cuando las características físico-químicas del medio

permiten que las partículas presenten tanto carga negativa como positiva en

sus bordes. De esta forma las partículas se unen por fuerzas electrostáticas

entre bordes de cargas opuestas.

• Asociación mediante contactos borde-cara (edge-face “E-F”). Estos contactos

tienen lugar entre bordes cargados positivamente y caras, de carga eléctrica

negativa siempre. El pH básico favorece este tipo de contactos.

• Asociación mediante contactos cara-cara (face-face “F-F”). De carácter

similar a los propios enlaces entre láminas dentro de las partículas. En este

caso, las partículas se disponen subparalelas unas a otras. Este tipo de

asociaciones tiene lugar cuando la solución presenta una concentración de

electrolitos muy baja y permite a las partículas reorientarse hasta que,

mediante fuerzas de Van der Waals, se asocian formando dominios de láminas

subparalelas. Los agregados de partículas asociadas mediante contactos “F-F”

suelen ser de tamaño mucho menor que los agregados de partículas asociadas

mediante contactos “E-E” o “E-F”.

Nunca tiene lugar un solo tipo de contactos entre las partículas arcillosas. Lo más

habitual es que, dependiendo de las condiciones físico-químicas del medio, se formenpequeños dominios de partículas asociadas mediante contactos “F-F” y estos

dominios, a su vez, se unan mediante contactos “E-F” y/o “E-E”.

Figura 7: modelos de asociaciones de partículas arcillosassegún van olphen (1963):

A) Dispersas y floculadas

B) (f-f) agregadas pero defloculadas

C) (e-f) floculadas pero dispersas

D) (e-e) floculadas pero dispersas,

E) (e-f) y (e-e) floculadas y agregadas

F) (e-e) floculadas y agregadas.

24




4.3. Concepto de fábrica y microestructura: Floculación y dispersión

El concepto de “fábrica” en un material geológico se refiere fundamentalmente a la

distribución espacial, orientación y relaciones entre las partículas sólidas que lo

componen. Forman parte también del concepto de fábrica la distribución de tamaños

de partículas y huecos, así como la morfología de los mismos. A su vez, la

“microestructura” de un sedimento arcilloso abarca no sólo su fábrica sino también el

conjunto de fuerzas existentes entre las partículas (Figura 8).

Figura 8: Microestructura y fábrica de un suelo

El concepto de fábrica y microestructura es fundamental para comprender el

comportamiento de los materiales de grano fino como limos y arcillas. Como ya se ha

descrito anteriormente, la fábrica de estos materiales puede describirse en función de

dos términos extremos: floculación y dispersión. En ambos casos se parte de la

génesis de los sedimentos arcillosos a partir de su precipitación en un medio fluido

más o menos salino.

Figura 9: a) Dispersión y b) floculación de arcillas en agua

Las arcillas en agua constituyen una dispersión y

flocularán si las fuerzas atractivas superan en

magnitud a las fuerzas repulsivas. Si las partículas son

capaces de acercarse lo suficiente como para que las

fuerzas de atracción superen a las de repulsión, las

partículas se unirán, formando agregados arcillosos

(Figura 9b). Para ello, es necesario que la

concentración salina sea lo suficientemente alta como

25




para que las DCED de las partículas se compriman y permitan a éstas acercarse lo

suficiente como para que las fuerzas atractivas superen a las repulsivas. La fábrica

resultante de esta floculación son partículas desorientadas al azar, agrupadas

formando agregados muy porosos. A medida que la salinidad del medio disminuye, las

DCED (que son impenetrables) aumenta, impidiendo que las partículas se acerquen.

Las fuerzas repulsivas son predominantes y las partículas no se agregan,

permaneciendo suspendidas en el medio acuoso (Figura 9a). El depósito resultante

consiste en partículas pseudoparalelas, con una fuerte orientación preferente, paralela

a la superficie de sedimentación, y una porosidad muy reducida, de morfología

fuertemente condicionada por la morfología laminar de las partículas.

Figura 10: Estructura floculada y dispersa

Aunque se ha explicado las condiciones de formación de una fábrica dispersa o

floculada en función de la salinidad, otros factores físico-químicos como la valencia de

los iones predominantes, el pH, ejercen una fuerte influencia. Por ejemplo (Figura 10),

cuando las superficies de las arcillas (siempre de carga eléctrica negativa) son

fuertemente atraídas por los bordes de las mismas (sólo si son de carga eléctrica

negativa, es decir pH ácido), provocan la floculación del sedimento y una fábrica muy

porosa de partículas orientadas al azar. Sin embargo, un pH básico mantendría las

partículas en suspensión y una fábrica dispersa de partículas fuertemente orientadas.

Existen tres diferencias fundamentales entre un material arcilloso floculado y otro

disperso que ayudan a entender su comportamiento geotécnico diferente (Mitchell,

1956):

• Para una presión de consolidación dada, una masa constante de material

arcilloso, ocupa menos volumen si presenta fábrica dispersa que si es

orientada. Ello es debido a una menor porosidad y mayor densidad en estado

disperso.

26




• Las partículas de arcilla con fábrica dispersa está distribuidas más homogénea

y uniformemente, y presentan una fuerte orientación preferente.

• Dado un incremento de presión aplicado a dos arcillas, una dispersa y otra

floculada (previamente consolidadas a la misma presión) provoca un

asentamiento o consolidación mucho mayor en la arcilla floculada.

Figura 11: Transformación de la fábrica de un

sedimento arcilloso en función de la presión.

La importancia de la fábrica o estructura

es fundamental para comprender el

comportamiento de los materiales

arcillosos como respuesta a una presiónque tiende a compactarlos. En la

naturaleza, como en los ensayos de consolidación, los sedimentos arcillosos jóvenes y

superficiales suelen presentar una estructura floculada muy abierta y porosa, que va

cambiando a medida que el material se consolida por efecto de la presión (Figura 11).

Las partículas comienzan agregándose, disminuyendo paulatinamente la porosidad

interagregado existente. Si la presión continua aumentando, las partículas arcillosas

reaccionan reorientándose perpendicularmente a la dirección de máxima compresión y

transformando la fábrica en dispersa.

De igual manera que sucede en la naturaleza, cuando se

compactan probetas en laboratorio para la realización de

ensayos Proctor o Proctor Modificado, la fábrica resultante

depende de la humedad y la energía de compactación

aplicadas. Las partículas tenderán a reorientarse paralelas

unas a otras disminuyendo la porosidad interagregado. Esta

tendencia aumenta con la humedad facilitada a la probeta.

Figura 12: Variación de la fábrica en función de la humedad de

compactación.

27




5. LAS FASES LÍQUIDA Y GASEOSA DE SUELOS Y ROCAS

Desde un punto de vista físico, los suelos pueden ser considerados sistemas trifásicos,constituidos por una fase sólida (las partículas que definen la fábrica), una fase líquida

(generalmente agua, ya sea gravitacional, o asociada a las partículas mediante

absorción y/o adsorción) y una fase gaseosa (habitualmente aire con vapor de agua).

Con el fin de cuantificar las proporciones relativas de estas tres fases dentro del suelo,

se han establecido una serie de coeficientes (Jiménez Salas y Justo Alpañés, 1975):

El índice de huecos o índice de poros (e) es igual a la razón del espacio ocupado

por los poros al espacio ocupado por las partículas sólidas. Este parámetro está

íntimamente relacionado con la porosidad (n): la fracción de volumen de muestra

ocupada por los poros, tanto si éstos están llenos de agua o de aire, o una mezcla de

ambos:

e

e

V V

V

V

V nPorosidad

sh

h

t

h

+=

+==

1)(

n

n

V

V e porosde Indice

s

h

−==1

)(__

Por otro lado, el contenido de agua o humedad en el material puede ser cuantificado

en términos de volumen o de masa:

Humedad (masa)suelo Masa

agua Masa

Ms

Mww

_

_==

Humedad (volumen)sueloVolumen

aguaVolumen

Vs

Vww

_

_==

En geotecnia se suele trabajar con masas, pero no hay que olvidar que en otras ramas

de la ciencia se trabaja con volúmenes, y será necesario traducir uno a otro a través

de la densidad del agua: γw= 9.8 kN/m3.

El tamaño de una molécula de agua es aproximadamente 2.8 Å de diámetro en su

forma líquida (casi igual al tamaño del átomo de oxígeno, porque el hidrógeno es muy

pequeño). Las moléculas de agua se enlazan a través de enlaces de hidrógeno

manteniendo una densidad de γw= 9.8 kN/m3. De estos datos se deduce que volumenteórico de un mol de agua sería: Vteórico = 6.9 cm3. Pero en realidad el volumen medido

28




experimentalmente en un mol de agua es Vmedido = 18 cm3. Esto significa que el agua

tiene una porosidad de n ≈ 0.62!!

Además, dado que la agitación térmica aumenta con la temperatura, la densidad del

agua disminuye proporcionalmente. La máxima densidad se obtiene a los 4ºC. Sin

embargo, el agua al congelarse aumenta un 9% su volumen!!

Aire y agua presentan unas propiedades físico-químicas muy diferentes,

particularmente la compresibilidad. Además, la presencia de aire en los poros de un

material altera los fenómenos de conductibilidad hidráulica y difusión. Por todo ello, es

importante identificar el porcentaje de poros que están llenos de agua o de aire. A este

parámetro se le denomina grado de saturación: cos_

_

hueVolumen

aguaVolumen

Vh

VwS == .

Cuando el grado de saturación S=100%, no existe aire en el interior de ningún poro.

Cuando S < 100%, comienza a hablarse de suelos no saturados. En tales casos, la

superficie de contacto aire-líquido produce efectos debido a su tensión superficial,

presiones locales de fluidos y gases, y fuerzas capilares (de igual forma que dos

fluidos no miscibles). La relación entre grado de saturación (S), peso específico (G),

índice de poros (e) y humedad de un suelo (w) viene expresado por: S = wG/e

5.1. La red porosa: macroporosidad y microporosidad. Porosidad primaria y

secundaria.

5.1.1. Macroporosidad y microporosidad

En el suelo se distinguen de forma tradicional pero empírica y a menudo arbitraria una

macroporosidad y una microporosidad.

La macroporosidad, o porosidad no capilar, esta formada por huecos grandes, que

están ocupados frecuentemente por aire. A menudo se presentan en forma de grietas

que separan los agregados e incluso penetran en los mismos. Su importancia depende

sobre todo de la estructura del suelo, de su grado de fisuración y parcialmente de la

textura. Es mas elevada en suelos arenosos.

29




La microporosidad depende también de la estructura pero sobre todo de la textura y

de la actividad biológica. Es muy grande en los suelos ricos en elementos finos y en

los dotados de una microfauna numerosa y activa.

El límite entre macro y microporosidad depende del campo de la ciencia que lo trate.

Así, por ejemplo, en agronomía, esta fijado por algunos autores en 10 mm y por otros

en 8 mm, más lógico ya que corresponde al límite superior de la capacidad de

retención de agua, en el cual ésta está retenida con tal fuerza que no es susceptible

de desplazamiento vertical por acción gravitatoria, de modo que esos poros, una vez

llenos de agua, permanecerían siempre así si no se aplica alguna fuerza externa que

la desplace. Para darnos una idea del tamaño de poros diremos que por encima de las

30 mm el agua de gravedad puede circular libremente.

Sin embargo, en la norma ISO 15901:2005 (Evaluation of pore size distribution and

porosimetry of solid materials by mercury porosimetry and gas adsorption), define los

siguientes tamaños de poros:

• Macroporo: > 50 nm

• Mesoporo: 2 – 50 nm

• Microporo: < 2 nm

Naturalmente, la circulación del agua está influida por el volumen ocupado por la

macroporosidad, pero también por la forma y distribución de los poros

correspondientes.

Por otro lado, en ocasiones se forman "vesículas", que no están interconectadas con

el resto del sistema poroso por lo que aunque su tamaño es grande no participan del

sistema de circulación del agua y siempre están llenas de gas.

Una correcta distribución de los fluidos del suelo requiere una buena distribución entre

macro y microporosidad, que suele estimarse en volumenes semejantes, de modo que

cada una ocupe entre un 40 % y un 60 % del total. Las desviaciones hacia la

microporosidad generan un material impermeable y reductor con escaso suministro de

oxígeno a las raíces. La contraria supone un buena aireación pero una retención de

agua insuficiente. Es más importante está distribución que el valor total de porosidad

del suelo.

30




La medida de ambos valores puede hacerse en función del agua retenida con

determinada intensidad (curva succión-humedad), o mediante porosimetría de

mercurio, pudiendo calcular a partir de estas técnicas el valor de la microporosidad,

mientras que el de la macroporosidad se obtiene por diferencia entre la anterior y el

valor total.

5.1.2. Porosidad primaria y porosidad secundaria

• Porosidad primaria: la porosidad

que se desarrolla en el sedimento

durante las etapas finales de la

sedimentación o que está presente

entre/dentro de las partículas

durante su deposición. La

porosidad primaria puede ser:

intergranular o intragranular.

Microporo

Macroporo

Macrounidades

texturales

Agregadosarcillosos

Part culas arcillosas

o Porosidad intergranular Tipo de porosidad primaria típica de areniscas,

caracterizada por presentar buena interconectividad y permeabilidad.

En la porosidad intergranular, la porosidad efectiva es casi equivalente

a la total.

o Porosidad intragranular : es la más típica de fragmentos esqueléticos y

rocas volcánicas. Puede ser parcialmente cerrada o no conectada.

• Porosidad secundaria: En contraste con la porosidad primaria, es la

porosidad que se desarrolla en la roca o en el sedimento después de su

deposición, a través de procesos postdeposicionales, tales como la disolución

o la fractura.

o Porosidad intercristalina : Tipo de porosidad secundaria que se da entre

cristales, y es la más general en muchos depósitos. Se da sobre todoen dolomitas.

o Porosidad por solución: Es común en carbonatos, aunque también se

puede dar en areniscas. Es debida a la disolución de un fragmento

(concha) o de un cristal (yeso, dolomita, entre otros). La porosidad

efectiva puede ser baja al no estar conectados los poros.

o Porosidad de fractura: Porosidad resultante de las aberturas

ocasionadas por el rompimiento o resquebrajamiento de una roca. Se

da en cualquier roca que sea frágil a los esfuerzos, aunque tambiénpuede deberse a descarga de sobreenterramiento y erosión

31




subsiguiente, o bien por reducción de volúmenes debido a enfriamiento.

Las fracturas son a veces rellenadas por cementos.

5.2. El agua asociada a suelos y rocas

Debido a la exposición al ambiente, la práctica totalidad de las muestras, excepto losmetales nobles, materiales hidrófobos y similares, contienen agua en mayor o menor

medida. El agua puede estar presente en diferentes formas (Figura 13):

Figura 13: Tipos de agua asociada a las arcillas

• Agua absorbida: Es la que se encuentra en el interior de los poros abiertos de

la muestra sólida, y que no interacciona con la superficie, de manera similar al

agua en el interior de una esponja• Agua adsorbida: Es la que se encuentra atraída por la superficie de las

partículas, interaccionando con ella mediante fuerzas electrostáticas y enlaces

de hidrógeno. Dependiendo de la naturaleza de dicha superficie, esta

interacción será más o menos intensa.

• Agua ocluida: Es la que se encuentra en el interior de los poros cerrados del

material y que por lo tanto no tiene posibilidad de escapar si no se forma una

grieta que abra el poro. Es agua que queda en el interior del sólido cuando éste

se forma o sintetiza.

32




• Agua de cristalización: Es el agua que forma parte de la estructura cristalina

del sólido y cuya pérdida produce por tanto un cambio importante en su

estructura. Forma parte de su fórmula estructural, por ejemplo Ca C2O4·2H2O,

pero la molécula de agua constituye una unidad separada.

• Agua de constitución: Esta es la que se forma en la descomposición de

determinados sólidos, sin que se encuentre previamente de una forma

diferenciada, como el hidróxido cálcico Ca(OH)2 ⇒ CaO + H2O. También la

capa de hidroxilos (OH)- de las arcillas.

Están ordenados por orden de estabilidad: es más fácil eliminar del sólido el agua

absorbida que el agua adsorbida (Figura 14):

Figura 14: Correspondencias aproximadas entre humedad, presión, diámetro de poro y tipo de

agua asociada al suelo (PANSU & GAUTHEYROU, 2006).

33




6. RELACIÓN ENTRE LAS PROPIEDADES GEOTÉCNICAS DE LOS

MATERIALES GEOLÓGICOS Y SUS PROPIEDADES INTRÍNSECAS

6.1. La plasticidad en materiales arcillosos

Los minerales de la arcilla, y en particular el grupo de las esmectitas, son

eminentemente plásticos. Esto significa que aquellos materiales compuestos total o

parcialmente por minerales arcillosos mostrarán un comportamiento plástico en

presencia de agua, pudiendo estar ésta última presente en un amplio rango de

cantidades.

El comportamiento plástico de los minerales de la arcilla se debe principalmente a suestructura laminar y a su tendencia a rodearse de numerosas moléculas de agua, que

se fijan a la superficie mediante puentes de hidrógeno además de hidratando los

numerosos cationes de cambio que se encuentran en torno a éstas. Esto hace que,

como respuesta a un esfuerzo dado, los materiales arcillosos respondan deslizándose

unas láminas con respecto a otras. Este deslizamiento tiene lugar a favor de las

superficies de discontinuidad definidas a lo largo de los espacios interlaminares que

existen entre dichas laminas. La presencia de agua en estos espacios favorece la

separación de las láminas y, por consiguiente, la disminución de la energía de enlace

entre ellas, con el consiguiente deslizamiento relativo. Es, por tanto, el contenido de

agua en mayor o menor proporción el factor que determina la consistencia y

deformabilidad de un suelo de estas características.

Desde que en 1926 Terzaghi indicó su utilidad, los límites de Atterberg han sido

ampliamente estudiados y aplicados en los laboratorios de geotecnia de todo el

mundo. Según este autor: “Los resultados de la determinación de los limites de

Atterberg dependen precisamente de los mismos factores físicos que determinan la

resistencia y permeabilidad de los suelos (forma de las partículas, tamaño efectivo,

uniformidad...). Si diferentes suelos con orígenes geológicos similares tienen los

mismos límites sus propiedades físicas serán también idénticas, y será suficiente

investigar uno de ellos con mayor detenimiento. Si conocemos los tres límites de un

suelo, nos encontramos en disposición de comparar este suelo con otros y podemos,

en principio, anticipar cuáles serán sus propiedades. Si además conocemos otro suelo

con límites muy parecidos, podemos afirmar que ya sabemos cuál será su

comportamiento” (Terzaghi, 1926).

34




La mayor parte de los materiales esmectíticos muestran un comportamiento plástico a

lo largo de un amplio rango de humedades. Este comportamiento surge de la

capacidad de los minerales de contener una gran cantidad de agua entre las partículas

y todavía conservar su estructura coherente gracias a las fuerzas eléctricas existentes

entre ellas.

En este contexto, el límite plástico podría considerarse la proporción de agua

suficiente para hidratar todas las partículas, ya sea por adsorción directa a la superficie

o por hidratación de los cationes de cambio que se encuentran en torno a ellas. Por

encima de este valor, las partículas presentarán un comportamiento plástico gracias a

la formación de películas de agua que permite el deslizamiento de unas con respecto a

otras. Yong y Warkentin (1966) lo definen como la mínima humedad para la cual la

cohesión entre partículas o grupos de partículas es lo suficientemente baja como para

permitir su movimiento, pero lo suficientemente alta para que éstas mantengan su

nueva posición tras el remoldeo.

En el intervalo existente entre límite plástico y límite líquido, la distancia entre las

partículas va aumentando a medida que se incrementa la cantidad de agua en el

sistema. Esto provoca una debilitación de las fuerzas de atracción existentes entre

ellas.

A partir del límite liquido, las partículas están lo suficientemente alejadas como para

que las fuerzas de atracción sean muy débiles. Esta situación permite el flujo del suelo

(comportamiento viscoso) en cuanto éste es sometido a la acción de cualquier

esfuerzo externo al sistema. En el caso de los minerales hinchables como las

esmectitas, una cantidad considerable del agua del límite líquido puede encontrarse

hidratando los cationes interlaminares. Esta cantidad de agua interlaminar depende engran medida del tipo de catión interlaminar. Por tanto, se puede afirmar que en los

minerales del grupo de las esmectitas la naturaleza del catión interlaminar ejerce una

gran influencia sobre el valor del límite líquido que presente el material arcilloso.

6.1.1. ¿Qué factores determinan el comportamiento plástico de un suelo?

• % Fracción <2 mm: Dado que son los minerales arcillosos los que aportan

plasticidad a un suelo y éstos se concentran en las fracciones finas.

35




• Mineralogía de la fracción arcillosa (proporción de minerales hinchables):

Dentro de los diferentes minerales arcillosos, las esmectitas son las que

presentan unos índices de plasticidad más altos (Seed et al., 1964).

• Superficie específica: La superficie específica (y por tanto el tamaño de

partícula) determina la cantidad de agua necesaria para hidratar todas las

partículas que componen el suelo. Cuanto menor es el tamaño de partícula,

mayor será la superficie específica y mayor será la humedad necesaria para

llegar al comportamiento plástico.

• Naturaleza de los cationes de cambio: La capacidad de hidratación de las

partículas depende fundamentalmente de la energía de hidratación de los

cationes de cambio (Gill y Reaves, 1957). Los cationes monovalentes como el

Li+ y el Na+ presentan una alta energía de hidratación. Debido a ello, en

presencia de agua tienden a rodearse de una gran cantidad de capas de

moléculas de agua (en el caso del litio, forma 5±1 capas mientras que el sodio

forma 4±1 capas). Sin embargo los cationes divalentes, como el Mg2+, de

menor energía de hidratación, tienden a formar sólamente 2±1 capas (Bennett,

1986). Así la presencia de uno u otro tipo de catión de cambio afecta

fundamentalmente al límite líquido.

En la siguiente tabla se exponen algunos límites de Atterberg extraídos del trabajo deLambe (1958b). Es interesante observar cómo el límite líquido varía fundamentalmente

en función del tipo de ion de cambio, mientras que el límite plástico no se ve afectado

por éste. Sin embargo, el rango de valores en los que se mueve el límite plástico sí

depende de la mineralogía, cuya máxima diferencia radica en la carga eléctrica y la

superficie específica de las partículas.

Mineral Ión de cambio WL WP WR IPNa 53 32 27 21

K 49 29 20Ca 38 27 25 11

CaolinitaSup. Esp. ≈ 15 m2 /g

Mg 54 31 29 23Na 120 53 15 63K 120 60 18 60Ca 100 45 17 55

IllitaSup. Esp. ≈ 30 – 50 m2 /g

Mg 95 46 15 49Na 710 54 10 650K 660 98 9 560Ca 510 81 11 430

MontmorillonitaSup. Esp. ≈ 80 – 100 m2 /g

Mg 410 60 15 350

36




6.2. La expansividad en materiales arcillosos

El hinchamiento es el proceso opuesto a la consolidación. Consiste en la expansión de

un material arcilloso por efecto de una reducción de presión y una entrada de agua en

los poros que rodean a las partículas.

6.2.1. ¿Qué mecanismos intervienen en la expansividad de una arcilla?

Existen dos tipos de hinchamiento: El intracristalino, causado por la adsorción en

superficie de moléculas de agua así como la hidratación de los cationes de cambio de

la arcilla seca, y el osmótico, resultado de la gran diferencia en la concentración de

iones cerca de la superficie de las partículas y en el seno del fluido existente en los

poros (Madsen y Müller-von Moos, 1989).

Hinchamiento intracristalino: Los fenómenos de tipo físico-químico que participan en

el fenómeno del hinchamiento cristalino en los minerales arcillosos son:

• Adsorción de moléculas de agua en la superficie de las arcillas : Aún en el caso

de que las láminas arcillosas resulten ser eléctricamente neutras, presentan

una polaridad de carácter permanente debido a la presencia de aniones (OH) - y

O2- en su superficie externa. Esta característica cristaloquímica de las arcillas

les confiere la capacidad de atrapar y fijar en su superficie mediante adsorción

diversos cationes de cambio, así como moléculas de agua. Por otro lado, la

molécula de agua, aunque es eléctricamente neutra, forma también un dipolo

permanente. Como consecuencia de ello, cuando arcilla y agua entran en

contacto, las moléculas de agua se disponen de manera que sus polos

positivos (H+) se orientan hacia la superficie de la partícula arcillosa fijándose a

ésta mediante puentes de hidrógeno. Este proceso es independiente de lacarga eléctrica generada en la estructura y, por tanto, está presente en todos

los minerales de la arcilla. Por otro lado, al ser un fenómeno de superficie, la

cantidad de moléculas de agua y cationes que pueden ser adsorbidos

dependerá de la superficie específica del material en concreto. A su vez la

superficie específica depende del tamaño de partícula que presente dicho

material.

• Hidratación de cationes interlaminares (van Olphen, 1953; Norrish, 1954): Lasláminas arcillosas, cargadas negativamente en su superficie, se enlazan unas a

37




otras mediante los cationes interlaminares, a los que atrapan fuertemente

mediante fuerzas electrostáticas. Estos cationes interlaminares pueden

hidratarse si tienen acceso a moléculas de agua. Cada catión posee una

energía de hidratación (capacidad de atraer moléculas de agua y rodearse de

ellas) que es función de su radio iónico. A menor radio iónico, mayor energía

de hidratación y mayor será el número de moléculas de agua que puede atraer:

Li > Na > Ca > Mg. Dicha hidratación de los cationes lleva al aumento del

espaciado interlaminar y a una debilitación de la atracción electrostática entre

la lámina negativamente cargada y el catión.

Hinchamiento osmótico: A diferencia del hinchamiento intracristalino, que actúa

sobre distancias muy cortas (hasta 1 nm), el hinchamiento osmótico, que esta basado

en la repulsión entre las doble capas de las partículas arcillosas, puede actuar a lo

largo de mayores distancias. La fuerza conductora del hinchamiento osmótico es la

gran diferencia de concentración entre los iones electrostáticamente enlazados a la

superficie de las partículas arcillosas y los iones del agua de los poros del suelo. La

adición de agua al suelo aumenta esta diferencia de concentración, produciéndose la

expansión de las DCED de las partículas arcillosas. Debido a ello, las partículas se

repelen y esto causa el hinchamiento osmótico del material (Norrish, 1973). Esta

fuerza de repulsión varía con la concentración, valencia y energía de hidratación de los

iones de la doble capa difusa, y con la concentración de electrolitos en el agua de los

poros.

6.2.2. ¿Qué factores determinan el potencial de hinchamiento de un suelo?

• Mineralogía de arcillas: Tipo y cantidad de filosilicatos presentes en el

material y, en concreto, proporción de minerales de carácter esmectítico.

• Carga eléctrica de la partícula: Las dimensiones y comportamiento de laDCED dependen de la magnitud de la densidad de carga eléctrica de la

partícula. Además el hinchamiento intracristalino sólo se produce cuando la

energía de hidratación de los cationes supera a las fuerzas de atracción entre

láminas, siendo estas fuerzas dependientes de la carga eléctrica del cristal.

• Composición de los cationes de cambio: De igual forma que en la

plasticidad, la capacidad de hinchamiento depende en gran medida de la

energía de hidratación de los cationes que rodean a las partículas. Los

cationes monovalentes presentan una energía de hidratación mucho más alta,

38




siendo capaces de provocar un mayor hinchamiento libre y mayor presión de

hinchamiento.

• Características químicas del agua asociada al suelo: La capacidad de

hinchamiento es reprimida cuando aumenta la concentración de cationes del

medio o aumenta la valencia de los cationes (Mitchell, 2005; Bennett, 1986).

• Humedad del suelo: Los cambios de humedad por debajo del limite de

retracción no producen prácticamente cambios en el volumen. De igual forma,

un aumento de humedad por encima del límite líquido produce mínimos

cambios de volumen.

• Plasticidad: En general los suelos que muestran un comportamiento plástico

en un amplio rango de humedad y un alto valor de límite líquido, tienen un

mayor potencial de hinchamiento y retracción. La plasticidad es un indicador

del potencial de hinchamiento de un suelo.

• Fábrica y estructura del suelo: Las arcillas floculadas tienden a ser más

expansivas que las dispersas. Por otro lado, la presencia de agentes

cementantes reduce la capacidad de hinchamiento. La fábrica y la estructura

pueden ser alteradas mediante compactación a altas humedades o remoldeo.

• Densidad seca: Elevadas densidades normalmente indican que las partículas

están muy cerca unas de otras y por tanto los huecos interpartículas son más

pequeños, lo que puede significar fuerzas de repulsión mayores entre laspartículas y mayor potencial de expansión.

7. TÉCNICAS DE ANÁLISIS DE SUELOS

Característica TécnicaMineralogía Difracción de Rayos-X

Microscopía ópticaMicroscopía electrónica (SEM, TEM)Análisis digital de ImágenesGranulometría por sedimentación

Tamaño de partícula

Granulometría por láserSuperficie específica Isotermas de Adsorción de Nitrógeno

Carga eléctrica A partir de análisis químicos y cálculode formula estequiométrica

CEC Métodos químicosAgua asociada Análisis térmicos

Porosimetría de mercurioMicroscopía ópticaMicroscopía electrónica (SEM, TEM)

Red porosa

Análisis digital de Imágenes

39




ANEJO I

BIBLIOGRAFÍA

BENNET, R. and HULBERT, M.H. (1986). “Clay Microstructure” D. Reidel PublishingCompany. Geological Sciences Series. 161 pp.

BISHOP, A.W. (1966). “The strength of soils as engineering materials” Geotechnique,

Vol. 16, pp. 91-130.

BREWER, R. (1964). “Fabric and mineral analysis of soils” Wiley, New York.

CASAGRANDE, A. (1932). “The structure of clay and its importance in foundation

engineering” J. Boston Soc. Civil Eng., Vol. 19.

CHEN, F.H. (1973). “The basic physical property of expansive soils” Proc. 3 rd Int. Conf.

Expansive Soils, Haifa, Israel, Nº 1, pp.17-25.

GILL, W.R. and REAVES, C.A. (1957). “Relationship of Atterberg limits and cation-

exchange capacity to some physical properties of soil”. Soil Sci. Soc.Amer. Proc. Vol.

21, pp. 491-497.

GILLOT, J.E. (1968). “Clay in engineering geology” Ed. Jack E. Gillot.

LAMBE, T.W. (1953). “The structure of inorganic soils” Proc. Am. Soc. Civil Eng., 315.

LAMBE, T.W. (1958a). “The structure of compacted clay” Journal of the Soil Mechabics

and Foundations Division, ASCE, Vol 34, Nº SM2, paper 1654.

LAMBE, T.W. (1958b). “The Engineering Behavior of Compacted Clay” Journal of the

Soil Mechabics and Foundations Division, ASCE, Vol 34, Nº SM2, paper 1655.

MADSEN, F.T. and MÜLLER-VONMOOS, M. (1989). “The swelling behaviour of clays”

Applied Clay Science, Vol. 4, 143-156.

MIELENZ, R.C. and KING, M.E. (1955). “Physical-chemical properties and engineeringperformance of clays” California Division of Mines Bulletin, Vol. 169, 196-254.

40




MITCHELL, J.K. (1956). “The fabric of natural clays and its relation to engineering

properties” Proc. HRB, Vol. 35.

MITCHELL, J.K. and SOGA, K. (2005). "Fundamentals of soil behavior” 3rd Ed. Wiley &

Sons Inc. USA. 577 pp.

NORRISH, K. (1973): “Forces between clay particles” Proc. Int. Clay Conf. 1972,

Madrid, 375-383. Division de Ciencias, Madrid.

PANSU, M. and GAUTHEYROU, J. (2006). “Handbook of soil analysis. Mineralogical,

organic and inorganic methods” Springer. 993 pp.

SEED, H.B. and CHAN, C.K. (1959). “Structure and Strength Characteristics of

Compacted Clays” Journal of the Soil Mechanics and Foundations Division, ASCE, Vol

92, Nº SM6, 105-134.

SEED, H.B.; WOODWARD, R.J. and LUNDGREN, R. (1964). “Clay mineralogical

aspects of the Atterberg limits” Journal of the Soil Mechanics and Foundations Division,

ASCE, Vol 90, Nº SM4, 107-131.

SERGEYEV, Y.M.; BUDIN, D.Y.; OSIPOV, V.I. and SHIBAKOVA, V.S. (1973). “The

importance of the fabric of clays in estimating their engineering-geological properties”

Int. Symposium on soil structure, Gottemberg (Sweden), 243-251.

TERZAGHI, K. (1926). “Simplified Soil Tests for subgrades and their physical

significance” Public Roads, October, 1926.

VAN OLPHEN, H. (1966): “An introduction to clay colloid chemistry: for clay

technologists, geologists and soil scientists” Interscience Publishers. 301 pp.

WONG, K.Y. (1975). “Microfabric changes during the deformation of clays” PhD Thesis

Cambridge University

YONG, R.N. and WARKENTIN, B.P. (1966). “Introduction to soil behavior” Macmillan,

New York.

41

clase cristina de santiago arcillas

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