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Estudo comparativo de dois solos argilosos estabilizados ... · sempre incansável na busca de um trabalho de qualidade superior. ... 4.3.5 Ensaio de compactação ... Localização

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Text of Estudo comparativo de dois solos argilosos estabilizados ... · sempre incansável na busca de um...

UNIVERSIDADE NOVA DE LISBOA

Faculdade de Cincias e Tecnologia

Departamento de Cincias da Terra

Estudo comparativo de dois solos argilosos estabilizados com cal

Mariana Fernandes da Silva

(Licenciada em Engenharia Geolgica)

Dissertao apresentada na Faculdade de Cincias e

Tecnologia da Universidade Nova de Lisboa para obteno do

grau de Mestre em Engenharia Geolgica (Geotecnia)

Orientador: Prof. Doutor Pedro Cal da Cunha Lamas

Lisboa, Dezembro de 2010

III

Agradecimentos

Existem algumas pessoas e entidades que ajudaram a tornar possvel a realizao da

presente dissertao. Gostaria de retribuir, agradecendo-lhes.

Ao professor Pedro Lamas, pelos ensinamentos e pela dedicao com que me orientou,

sempre incansvel na busca de um trabalho de qualidade superior.

professora Teresa Santana, por me incitar a esforar-me sempre mais.

empresa Lusical, S. A., na pessoa do Dr. Mrio Marques, pela prontido com que se

disps a fornecer informaes e materiais essenciais para o desenvolvimento dos trabalhos

laboratoriais.

Ao professor Fernando Pinho, pela disponibilidade demonstrada quando estabeleceu a

ponte entre mim e a Lusical, S. A..

Ao professor Carlos Galhano, pelo auxlio nos trabalhos laboratoriais.

Ao Sr. Gaspar e ao Jorge, Tcnicos do Departamento de Engenharia Civil, pela

disponibilidade que sempre demonstraram em ajudar-me no decurso dos trabalhos

laboratoriais.

Aos meus amigos, por fazerem parte da minha vida.

Quero dedicar um agradecimento especial ao meu colega e amigo Pedro Sousa por me

ter ajudado em praticamente todas as fases deste processo, sempre com um sorriso.

E, por fim, aos meus pais, ao meu mano, e ao Lus, pelo apoio e pacincia demonstrados

ao longo do meu percurso acadmico, e por sempre me fazerem sentir capaz de tudo

V

Resumo

Com este trabalho pretende-se dar mais um contributo temtica da estabilizao de

solos com cal, no s no que diz respeito sua evoluo histrica e aos conceitos tericos

que a suportam, mas tambm apresentando casos prticos da sua aplicao.

A estabilizao de solos com cal tem-se revelado um mtodo eficaz, mas tambm

ecolgico e econmico, na medida em que permite o aproveitamento dos solos existentes

no local onde a obra ser implementada, ao invs de substitu-los por outros, evitando

despesas adicionais e impactes ambientais.

Neste estudo, foram utilizados dois solos argilosos de origens geocronolgicas

marcadamente distintas que, nas ltimas dcadas, tm sido cada vez mais solicitados por

construes. Estes foram inicialmente caracterizados fsica e quimicamente de modo a

determinar a sua adequabilidade a este tipo de estabilizao. Numa segunda fase foi-lhes

adicionada uma determinada quantidade de cal tendo sido, em seguida, sujeitos a uma cura

acelerada a 40C, de modo a potenciar o desenvolvimento das reaces qumicas inerentes

a este processo.

Foram ento avaliadas as alteraes ao nvel da resistncia mecnica dos solos

imediatamente aps a cura e tambm aps um perodo de embebimento de 24 horas de

forma a simular a existncia de condies ambientais adversas, tendo-se por fim verificado

que um dos solos francamente mais reactivo em relao ao efeito da cal do que o outro.

VII

Abstract

The aim of this work is to contribute to the subject of soil stabilization with lime, not only in

terms of its historical evolution and the theoretical concepts that support it, but also

presenting some case studies of their application.

The soil stabilization with lime has proven to be not only an effective method, but also an

ecologically and economically one, in the sense that it allows the use of in situ soils for

constructions instead of replacing them with other soils, avoiding extra costs and

environmental impacts.

In this study, two clayey soils with distinct geochronological origins were used, having

both of them been increasingly requested by buildings during the last decades. These soils

were initially physically and chemically characterized to assess their suitability for this type of

stabilization. In a second phase, a certain amount of lime was added and, after that, the soils

were cured, in an accelerated way, at 40C, in order to promote the development of the

chemical reactions involved in this process.

The mechanical strength changes of the soils were evaluated immediately after curing

and also after a soakage period of 24 hours, to simulate the existence of adverse

environmental conditions. It was found that one of the soils is clearly more reactive in relation

to the lime effect than the other.

IX

SMBOLOS E ABREVIATURAS

C grau Celsius

angstrom (10-10m)

cal caloria

meq miliequivalente

CBR Californian Bearing Ratio

LL limite de liquidez

LP limite de plasticidade

IP ndice de plasticidade

LNEC Laboratrio Nacional de Engenharia Civil

ASTM American Society for Testing and Materials

NP Norma Portuguesa

E Especificao do LNEC

XI

SIMBOLOGIA QUMICA

Ca clcio

Mg magnsio

Al2O3 xido de alumnio

CaO xido de clcio

CaCO3 carbonato de clcio

Ca(OH)2 hidrxido de clcio

CO2 dixido de carbono

H2O gua

MgCO3 carbonato de magnsio

MgO xido de magnsio

Mg(OH)2 hidrxido de magnsio

SiO2 dixido de silcio

Al3+ io alumnio

Ca2+ io clcio

Cl- - io cloro

CO32 io carbonato

Fe2+ io ferro

H+ io hidrognio

HCO3 io bicarbonato

K+ io potssio

Li+ io ltio

Mg2+ io magnsio

Na+ io sdio

NH4+ io amnio

NO3 io nitrato

O2 io oxignio

XII

OH io hidrxilo

PO42 io fosfato

Si4+ io silcio

SO42 io sulfato

XIII

ndice

1 INTRODUO...1

1.1 CONSIDERAES INICIAIS................................................................................. 1

1.2 EVOLUO HISTRICA....................................................................................... 2

1.3 FORMAS DE APLICAO DA CAL NA ESTABILIZAO DE SOLOS ................. 3

1.4 OBJECTIVOS E ORGANIZAO DA DISSERTAO.......................................... 5

2 MATERIAIS ENVOLVIDOS NA ESTABILIZAO DE SOLOS COM CAL7

2.1 INTRODUO....................................................................................................... 7

2.2 PROPRIEDADES FSICO-QUMICAS DAS ARGILAS........................................... 7

2.2.1 Generalidades................................................................................................ 7

2.2.2 Unidades cristalinas bsicas dos minerais argilosos ...................................... 8

2.2.3 Minerais argilosos mais importantes............................................................. 10

2.2.4 Outros minerais argilosos............................................................................. 14

2.2.5 Identificao dos minerais de argila atravs da difraco de Raios X........... 16

2.2.6 Superfcie especfica das partculas de argila............................................... 17

2.2.7 Suspenses coloidais de argila .................................................................... 17

2.2.8 Natureza elctrica das partculas argilosas .................................................. 18

2.2.9 Dupla camada inica difusa ......................................................................... 19

2.2.10 Capacidade de permuta inica..................................................................... 20

2.2.11 Actividade das argilas .................................................................................. 22

2.2.12 Expansibilidade ............................................................................................ 22

2.2.13 Interaco entre partculas argilosas............................................................ 24

XIV

2.2.14 Floculao e disperso................................................................................. 25

2.2.15 Hidratao das argilas.................................................................................. 26

2.2.16 Potencial de suco ..................................................................................... 27

2.3 PROPRIEDADES FSICO-QUMICAS DA CAL ................................................... 28

2.3.1 Generalidades.............................................................................................. 28

2.3.2 Caracterizao dos diferentes tipos de cal ................................................... 28

2.3.3 Propriedades mais importantes da cal para a estabilizao de solos ........... 30

3 MECANISMOS FSICO-QUMICOS ENVOLVIDOS NO TRATAMENTO DE UM

SOLO COM CAL.33

3.1 INTRODUO..................................................................................................... 33

3.2 PRINCIPAIS REACES FSICO-QUMICAS ENTRE O SOLO E A CAL .......... 33

3.2.1 Generalidades.............................................................................................. 33

3.2.2 Permuta inica e floculao ......................................................................... 34

3.2.3 Aco de cimentao ou pozolnica ............................................................ 36

3.2.4 Aco de carbonatao................................................................................ 38

3.3 PRINCIPAIS CONDICIONALISMOS NO TRATAMENTO DE UM SOLO COM

CAL39

3.3.1 Generalidades.............................................................................................. 39

3.3.2 Tipo de solo.................................................................................................. 39

3.3.3 Tipo e quantidade de cal .............................................................................. 40

3.3.4 Teor em gua e peso volmico .................................................................... 41

3.3.5 Condies de cura ....................................................................................... 42

3.3.6 Existncia de sulfatos e matria orgnica..................................................... 43

XV

3.3.7 Utilizao de aditivos.................................................................................... 44

3.3.7.1 Cloreto de sdio ....................................................................................... 44

3.3.7.2 Hidrxido de sdio.................................................................................... 45

3.3.7.3 Carbonato de sdio .................................................................................. 45

3.3.7.4 Cinzas volantes ........................................................................................ 45

3.4 MELHORAMENTO DE SOLOS COM CAL .......................................................... 46

3.4.1 Generalidades.............................................................................................. 46

3.4.2 Teor em gua............................................................................................... 46

3.4.3 Granulometria .............................................................................................. 46

3.4.4 Plasticidade.................................................................................................. 47

3.4.5 Expansibilidade ............................................................................................ 47

3.4.6 Compactao............................................................................................... 48

3.4.7 Resistncia mecnica e deformao............................................................ 48

3.5 ESTABILIZAO DE SOLOS COM CAL............................................................. 50

3.5.1 Generalidades.............................................................................................. 50

3.5.2 Resistncia mecnica .................................................................................. 50

3.5.2.1 Resistncia penetrao CBR................................................................. 50

3.5.2.2 Resistncia rotura em compresso uniaxial........................................... 50

3.5.2.3 Resistncia rotura em compresso triaxial ............................................ 52

3.5.2.4 Resistncia flexo ................................................................................. 53

3.5.2.5 Resistncia traco ............................................................................... 53

3.5.2.6 Resistncia fadiga ................................................................................. 54

XVI

3.5.3 Caractersticas elsticas............................................................................... 54

3.5.4 Permeabilidade ............................................................................................ 55

3.5.5 Durabilidade................................................................................................. 56

4 MATERIAIS UTILIZADOS E METODOLOGIA ADOPTADA...59

4.1 INTRODUO..................................................................................................... 59

4.2 MATERIAIS UTILIZADOS.................................................................................... 59

4.2.1 Solos argilosos............................................................................................. 59

4.2.2 Cal ............................................................................................................... 62

4.3 METODOLOGIA DE INVESTIGAO ADOPTADA............................................. 63

4.3.1 Generalidades.............................................................................................. 63

4.3.2 Determinao do teor em matria orgnica.................................................. 64

4.3.3 Anlise granulomtrica e limites de Atterberg............................................... 65

4.3.4 Determinao da quantidade de cal necessria estabilizao................... 66

4.3.5 Ensaio de compactao ............................................................................... 67

4.3.6 Ensaio de resistncia rotura em compresso uniaxial ............................... 67

5 APRESENTAO E DISCUSSO DOS RESULTADOS71

5.1 INTRODUO..................................................................................................... 71

5.2 TEOR EM MATRIA ORGNICA........................................................................ 71

5.3 ANLISE GRANULOMTRICA E LIMITES DE ATTERBERG............................. 73

5.4 QUANTIDADE DE CAL NECESSRIA ESTABILIZAO................................ 76

5.5 ENSAIO DE COMPACTAO............................................................................. 76

5.6 RESISTNCIA ROTURA EM COMPRESSO UNIAXIAL ................................ 78

XVII

5.6.1 Anlise individual de cada solo..................................................................... 79

5.6.2 Anlise comparativa entre solos................................................................... 81

6 CONCLUSES E DESENVOLVIMENTOS FUTUROS...85

Bibliografia87

XIX

ndice de figuras

Figura 1.1 Veculo munido com equipamento de mistura .................................................... 3

Figura 2.1 Unidade estrutural tetradrica............................................................................ 8

Figura 2.2 Unidade estrutural octadrica. ........................................................................... 9

Figura 2.3 Esquematizao dos interestratificados regular e irregular.............................. 15

Figura 2.4 Relao entre as foras e a distncia entre partculas..................................... 25

Figura 3.1 Diagrama da sequncia das principais reaces fsico-qumicas que ocorrem na

estabilizao de um solo com cal. ....................................................................................... 34

Figura 3.2 Ganhos imediatos na resistncia CBR, em funo do teor em gua, num solo

argiloso de baixa plasticidade.............................................................................................. 49

Figura 3.3 Evoluo da resistncia compresso uniaxial de uma mistura solo-cal ........ 51

Figura 4.1 - Pormenor do local de recolha de amostras em Sesimbra................................. 60

Figura 4.2 - Extracto da carta geolgica de Portugal, na escala 1:50 000, com destaque na

zona de recolha................................................................................................................... 60

Figura 4.3 - Pormenor do local de recolha de amostras nos Capuchos............................... 61

Figura 4.4 - Extracto da carta geolgica de Portugal, na escala 1:50 000, com destaque na

zona de recolha................................................................................................................... 62

Figura 4.5 Obteno da granulometria da fraco fina pelo mtodo de sedimentao. .... 65

Figura 4.6 Equipamento utilizado no ensaio de compactao e na fabricao dos provetes

............................................................................................................................................ 67

Figura 4.7 Alguns dos provetes ensaiados rotura em compresso uniaxial: A solo

recolhido nos capuchos; B Solo recolhido em Sesimbra; C solo recolhido nos Capuchos

com cal e sujeito a cura; D solo recolhido nos Capuchos com cal, sujeito a cura e a 24

horas de embebimento........................................................................................................ 69

Figura 4.8 Pormenor do provete de solo recolhido em Sesimbra (fig. 4.7 B), aps a rotura

XX

............................................................................................................................................ 70

Figura 5.1 - Curvas granulomtricas dos solos S e C..........73

Figura 5.2 - Localizao dos solos S e C na carta de plasticidade.75

Figura 5.3 - Curva de compactao do solo S...76

Figura 5.4 - Curva de compactao do solo C...77

Figura 5.5 - Grfico tenso deformao obtido em ensaios de resistncia rotura em

compresso uniaxial para os casos C, CC e CCE....80

Figura 5.6 - Grfico tenso deformao obtido em ensaios de resistncia rotura em

compresso uniaxial para os casos S, SC e SCE.80

Figura 5.7 - Grfico tenso deformao obtido em ensaios de resistncia rotura em

compresso uniaxial para os casos C, S, CC e SC..81

Figura 5.8 - Grfico tenso deformao obtido em ensaios de resistncia rotura em

compresso uniaxial para os casos CC, SC, CCE e SCE...82

XXI

ndice de quadros

Quadro 2.1 Superfcie especfica de alguns minerais argilosos........................................ 17

Quadro 2.2 Capacidade de permuta catinica de alguns minerais argilosos .................... 21

Quadro 2.3 ndice de actividade de alguns minerais argilosos. ........................................ 22

Quadro 4.1 - Composio qumica da cal area hidratada - valores mdios...63

Quadro 4.2 - Granulometria da cal area hidratada - valores mdios63

Quadro 5.1 Nomenclatura adoptada para a identificao dos solos ensaiados. ............... 71

Quadro 5.2 Quantidade mdia (em percentagem) da mineralogia da fraco argilosa do

solo S .................................................................................................................................. 72

Quadro 5.3 - Quantidade mdia (em percentagem) da mineralogia da fraco argilosa do

solo C.................................................................................................................................. 73

Quadro 5.4 - Limites de consistncia de ambos os solos. ................................................... 74

Quadro 5.5 Caractersticas fsicas dos provetes sujeitos ao ensaio de resistncia rotura

em compresso uniaxial...................................................................................................... 78

Quadro 5.6 - Resumo dos resultados obtidos no ensaio de resistncia rotura em

compresso uniaxial79

1

1 INTRODUO

1.1 CONSIDERAES INICIAIS

O desempenho a longo prazo de qualquer projecto construtivo depende da capacidade

resistente do terreno subjacente. Solos instveis podem criar problemas significativos quer

em pavimentos quer em estruturas, e at pr em risco a vida humana, da advindo custos

econmicos e sociais elevados.

Os solos argilosos so materiais geotecnicamente problemticos cujo comportamento

depende no s das suas caractersticas instrnsecas, mas tambm das condies do meio,

muitas vezes sujeitas a alteraes. Muitos dos problemas atribudos aos solos argilosos

advm da forte interaco entre os minerais argilosos e a gua.

Com vista a contrariar comportamentos geotcnicos deficientes dos solos argilosos, a cal

pode ser utilizada para o seu tratamento a diferentes nveis, dependendo do objectivo a que

estes se destinam.

O termo tratamento de solos utilizado, geralmente, para designar um processo que

consiste em modificar um determinado solo com o propsito de o utilizar para um fim

especfico. Consoante a finalidade do tratamento, a aplicao da cal pode consistir numa

tcnica de (Cruz, 2008):

Melhoria aco com resultados praticamente instantneos, que consiste em

melhorar as propriedades geotcnicas do solo. Esta operao permite apenas assegurar

temporariamente determinados comportamentos dos materiais face a solicitaes impostas.

Estabilizao tcnica utilizada para alterar significativamente, a mdio e a longo

prazo, as caractersticas dos solos, nomeadamente os argilosos. Traduz-se num

endurecimento gradual da mistura ao longo do tempo, aps a compactao.

A estabilizao de solos com cal, para alm de ser um mtodo econmico, permite obter

melhorias ao nvel da resistncia mecnica, da deformabilidade e da permeabilidade,

possibilitando a sua utilizao, por exemplo, como camadas de base e sub-base de

pavimentos rodovirios. Tambm se tem tornado um aspecto cada vez mais importante na

concepo de projectos construtivos, na medida em que permite economizar e reduzir o

impacte ambiental ao utilizar o solo existente no local de implantao da obra, ao invs de o

substituir por outros de melhor qualidade. No s se evita a extraco de matrias-primas

no renovveis como se eliminam os malefcios ambientais decorrentes do transporte e

2

deposio dos materiais envolvidos.

1.2 EVOLUO HISTRICA

O conjunto de tcnicas que contribuem para o melhoramento geotcnico de solos ,

provavelmente, um dos mtodos construtivos mais antigos utilizados em Engenharia Civil e

ainda um dos que se encontra em maior desenvolvimento.

Actualmente, em todo o mundo, as tcnicas de melhoramento de solos tm-se revelado

cada vez mais importantes na resoluo problemas graves de fundao, atravs da

utilizao de, por exemplo, explosivos ou energia de impacto, tratamento trmico do solo, ou

sistemas de injeco de materiais cada vez mais engenhosos.

Van Impe (1989) distinguiu trs grupos de tcnicas de melhoramento de solos:

Tcnicas de melhoramento temporrio de solo, ou seja, limitado ao perodo de

construo;

Melhoramento permanente de solo, em que as tcnicas so aplicadas de forma a

melhorar o solo natural sem a adio de materiais;

Melhoramento permanente de solo recorrendo adio de materiais.

No ltimo grupo inclui-se a estabilizao de solos com cal, tcnica que remonta h cerca

de 5000 anos atrs. As Pirmides de Shersi no Tibete foram construdas utilizando misturas

compactadas de argila e cal (Greaves, 1996).

No entanto, foi apenas no final dos anos 40 do sculo XX, nos EUA, que comearam a

aplicar-se tcnicas laboratoriais de Mecnica dos Solos para o estudo de misturas solo-cal.

Algumas tentativas de empregar a estabilizao com cal nos anos 20 e 30 falharam devido

falta de mtodos de anlise de solo e de controlo de construo.

A partir do incio dos anos 50, esta tcnica comeou a ganhar popularidade, tendo sido

empregue em milhares de quilmetros de auto-estradas e em grandes aeroportos. Desde

ento, propagou-se gradualmente para outros pases, com especial destaque para a frica

do Sul, Frana e Japo. Outros pases que empregam extensivamente esta tcnica so o

Brasil, a Austrlia, Argentina, Alemanha, Blgica e Sua (Boynton, 1980).

Em Portugal, destacam-se os estudos desenvolvidos pelo Laboratrio Nacional de

Engenharia Civil durante as dcadas de sessenta e setenta, visando a aplicao da cal na

3

construo de estradas e aerdromos. Mais recentemente, esta tcnica de tratamento foi

utilizada nas auto-estradas A2 (sublano Almodvar So Bartolomeu de Messines) e A10

(sublano Arruda dos Vinhos IC11) realizadas pela Brisa em 2001 e 2005,

respectivamente. Para alm disso, pode-se indicar os trabalhos de terraplenagens

envolvidos no projecto de modernizao da Linha do Norte (sublanos Azambuja Vale de

Santarm e Entroncamento Norte tnel de Albergaria) realizados em 2003 pela REFER

(Cruz, 2008).

1.3 FORMAS DE APLICAO DA CAL NA ESTABILIZAO DE SOLOS

De um modo geral, a cal utilizada para a construo e reparao de estradas, vias-

frreas, plataformas industriais e comerciais, aerdromos, entre outros, melhorando as

caractersticas mecnicas dos solos interessados.

Por regra, a cal espalhada numa determinada rea, adaptando-se o espalhamento ao

modo de entrega: se a cal disponibilizada em sacos, estes so repartidos e posteriormente

abertos sobre a superfcie a tratar; se a cal fornecida em cisterna, ela espalhada com o

auxlio de um espalhador de dosagem volumtrica. Seguidamente, o solo misturado com a

cal atravs da utilizao de um veculo munido com um equipamento de mistura (figura 1.1),

sendo adicionada gua caso seja necessria. Por fim, e aps um perodo de espera, a

mistura compactada.

Figura 1.1 Veculo munido com equipamento de mistura (cortesia de Lusical, S. A.)

O trabalho desenvolvido nesta dissertao tem em conta o mtodo acima descrito. No

entanto, existem outras formas de aplicar a cal na estabilizao de solos, nomeadamente

4

atravs da execuo de estacas de cal e de colunas de solo estabilizado com cal.

As estacas de cal consistem em furos de pequeno dimetro preenchidos com cal viva

(CaO). Tm sido propostas como um mtodo para melhorar a estabilidade de taludes e o

seu efeito benfico relaciona-se com o facto de estas secarem o solo envolvente. Este efeito

vai-se dissipando com o tempo, ou seja, a longo prazo o solo ir retornar ao seu teor em

gua e presso intersticial originais (Perry et al., 1996). Dados disponveis acerca da

migrao da cal do furo para o solo envolvente sugerem que a cal apenas atravessa uma

pequena distncia. Assim, os benefcios causados pelas reaces solo-cal resumem-se a

uma fina crosta em volta da estaca. Por estas razes, as estacas de cal apenas podem

contribuir para a estabilidade de taludes a longo prazo em virtude de a resistncia ao corte

da estaca ser superior resistncia ao corte do solo onde esto instaladas (Perry et al., op.

cit.).

Existem tambm estacas de cal reforadas, isto , que contm uma barra de ao no

centro. evidente que estas estacas fornecem uma maior contribuio para a estabilizao

de taludes, devido resistncia ao corte adicional da barra de ao. Para alm disso, a cal

envolvendo a barra desempenha a til funo de oferecer alguma proteco contra a

corroso (Perry et al., op. cit.).

As colunas de solo estabilizado com cal foram desenvolvidas especificamente para

melhorar a capacidade de carga e reduzir o assentamento de argilas moles. Este mtodo

consiste em remoldar solo in situ misturando-o, simultaneamente, com cal, atravs da

utilizao de injectores rotativos dotados de alhetas. A aco conjugada do remeximento e

da injeco d origem a uma coluna de solo estabilizado. O xido e o hidrxido de clcio

so os produtos mais utilizados.

Na Europa comum construrem-se colunas de solo-cal de 0,5m de dimetro e at 10m

de profundidade. No Japo, onde o mtodo tem sido utilizado em importantes obras

martimas, as colunas de solo-cal chegam a atingir dimetros de 1,75m e profundidades de

60m (LNEC, 1986).

No caso de se efectuarem aquelas colunas, imperativo o estudo das caractersticas do

solo. A existncia de material orgnico geralmente aceite como prejudicial e a presena de

gua intersticial numa quantidade moderada tem um efeito favorvel. Nos ltimos anos, para

a estabilizao de solos orgnicos, tem-se tentado, com sucesso, o uso de outros produtos

tais como o gesso em mistura com a cal.

5

Devido ao facto de as colunas possurem uma resistncia ao corte maior do que a do

solo onde esto instaladas, actualmente tm sido aplicadas em reforo de taludes e paredes

de escavao. De facto, a resistncia ao corte no drenada do solo estabilizado

relativamente ao solo natural cerca de 10 a 40 vezes superior, dependendo do valor inicial

(Van Impe, 1989).

1.4 OBJECTIVOS E ORGANIZAO DA DISSERTAO

Esta dissertao tem como objectivo contribuir para a investigao da estabilizao dos

solos com cal. Mais especificamente, pretende-se analisar comparativamente a resposta de

dois solos argilosos de origens geocronolgicas distintas, quando sujeitos a este tipo de

estabilizao, de modo a determinar qual dos dois melhor reage a este tratamento e tentar

descobrir as razes pelas quais tal acontece.

Para alm do primeiro captulo, o captulo introdutrio, onde este ponto se inclui, esta

dissertao encontra-se organizada em mais 5 captulos.

No segundo captulo esto contempladas as caractersticas fsico-qumicas dos dois

materiais envolvidos solos argilosos e cal.

O terceiro captulo diz respeito s reaces que ocorrem entre os referidos materiais, aos

factores que as condicionam e aos seus efeitos prticos.

O quarto captulo marca o incio da parte prtica deste estudo. Nele descrevem-se os

materiais utilizados bem como os ensaios realizados no mbito deste estudo.

No quinto captulo feita a apresentao e anlise dos resultados dos ensaios descritos

no captulo anterior.

O sexto e ltimo captulo contm um resumo das principais concluses e tambm

recomendaes para trabalhos futuros que possam complementar esta investigao.

7

2 MATERIAIS ENVOLVIDOS NA ESTABILIZAO DE SOLOS COM CAL

2.1 INTRODUO

Gomes (1988) define solo como qualquer formao geolgica superficial e mvel da crusta

terrestre, originada por alterao mecnica, qumica e biolgica das rochas.

Como neste estudo foram utilizados dois solos argilosos, neste captulo sero

apresentados os factores responsveis pelo seu comportamento, nomeadamente os tipos de

minerais argilosos existentes, bem como as suas caractersticas intrnsecas. Para alm disso,

sero tambm descritos os tipos de cal usualmente utilizados na estabilizao de solos e as

principais caractersticas que influenciam o referido tratamento.

A forma como se processam as reaces entre a cal e o solo na estabilizao est

dependente de todos estes parmetros, tal como ser explicado no decorrer desta

dissertao.

2.2 PROPRIEDADES FSICO-QUMICAS DAS ARGILAS

2.2.1 Generalidades

A definio de argila no consensual, adaptando-se rea de estudo de quem a define,

mas pode ser descrita de uma forma genrica como uma rocha (no sentido geolgico do

termo) que, embora seja constituda essencialmente por minerais argilosos, pode conter

outros minerais minerais no argilosos e tambm matria orgnica e outras impurezas

(Gomes, op. cit.)

Os minerais argilosos so os minerais constituintes e caractersticos das argilas, aos

quais estas devem as suas propriedades. So geralmente cristalinos, tratando-se

quimicamente de silicatos hidratados podendo conter caties tais como Al3+, Mg2+, Fe2+,

Ca2+, K+, entre outros, e dispem-se estruturalmente em camadas e folhas ou, mais

raramente, em cadeias ou fitas. Gomes (op. cit.) salienta que, enquanto os minerais

argilosos tm geralmente um dimetro esfrico equivalente (d.e.e.) 2 m, os minerais no

argilosos esto praticamente ausentes nesta fraco granulomtrica. Assim, uma forma de

separar qualitativamente e, em certos casos, quantitativamente, estes dois grupos de

minerais, a separao granulomtrica nas duas fraces: acima e abaixo de 2 m. Por

outro lado, material argiloso pode ser definido como todo o material natural de granulometria

8

fina e de textura terrosa ou argilcea, independentemente de os minerais argilosos serem ou

no seus componentes essenciais.

2.2.2 Unidades cristalinas bsicas dos minerais argilosos

Para melhor compreender a sistemtica dos minerais argilosos actualmente utilizada

necessrio ter em conta algumas noes relativamente aos componentes bsicos

estruturais desses minerais.

Ao motivo bsico que por repetio simtrica origina toda a estrutura do mineral d-se o

nome de unidade estrutural. Esta unidade estrutural, que pode ser tetradrica ou octadrica,

compreende as camadas estruturais bsicas e os espaos intercamadas ou intercalares e a

ela corresponde a frmula qumica unitria.

As camadas estruturais consistem no agrupamento de folhas estruturais que por sua vez

compreendem tomos pertencentes a vrios planos atmicos. Um plano atmico rene os

tomos que na estrutura do mineral argiloso se dispem complanarmente.

Espao intercamada a designao do espao existente entre camadas estruturais

adjacentes, ocupado por certos caties e/ou molculas de gua. A determinao por

difraco de Raios X deste componente constitui o mtodo mais importante utilizado na

identificao dos minerais argilosos.

A unidade estrutural tetradrica (figura 2.1) constituda por quatro anies de oxignio,

O2-, igualmente distanciados de um catio de silcio, Si4+, formando um tetraedro. Assim, os

tomos de oxignio posicionam-se nos vrtices do tetraedro e o de silcio ocupa o seu

centro. Os tetraedros dispem-se hexagonalmente, de modo que as suas bases so

complanares e os topos apontam todos na mesma direco.

Figura 2.1 Unidade estrutural tetradrica (Cristelo, 2001).

9

Quanto unidade estrutural octadrica (figura 2.2), a mesma constituda por seis

anies de oxignio, O2-, ou hidrxilo, OH-, que se dispem segundo os vrtices de um

octaedro, estando igualmente espaados de um catio de alumnio, Al3+, ou de magnsio,

Mg2+. Estas unidades bsicas dispem-se hexagonalmente atravs da partilha de hidrxilos

ou oxignios por octaedros vizinhos, dando origem a folhas estruturais octadricas.

Figura 2.2 Unidade estrutural octadrica (Cristelo, 2001).

As folhas octadricas podem ser classificadas em folhas dioctadricas ou folhas

trioctadricas. As primeiras so assim designadas quando os caties trivalentes de alumnio

ocupam dois teros das posies disponveis, dando-se o nome de gibsite a cada camada

estrutural assim obtida. Quando o magnsio ocupa todas as posies, as folhas chamam-se

trioctadricas e cada camada estrutural designa-se por brucite.

Com base no nmero e natureza das folhas estruturais existentes nas camadas

estruturais estabelecem-se os tipos estruturais (1.1, 2:1, 2:1:1) (Gomes, 1988). Por exemplo,

a combinao de uma folha tetradrica com uma folha octadrica d origem a uma unidade

estrutural do tipo 1:1, usualmente designada por unidade Te-Oc, enquanto que a

combinao de duas folhas tetradricas e uma folha octadrica forma uma unidade

estrutural do tipo 2:1 ou Te-Oc-Te.

Os minerais argilosos, geralmente cristalinos, so assim divididos em grupos sistemticos

consoante o modelo estrutural tridimensional segundo o qual os seus elementos mais

frequentes oxignio, silcio, alumnio, ferro, magnsio, potssio e sdio, no estado inico

se arranjam.

Dentro de cada um destes grupos, pode dar-se a substituio atmica isomrfica, muito

comum nos minerais argilosos, que est na origem da diversidade de espcies existentes

em cada grupo. Os parmetros que condicionam a substituio inica so a semelhana

entre raios inicos, cargas elctricas e nmeros de coordenao.

Todos os grupos de minerais argilosos so silicatos sendo que seis deles tm modelos

10

estruturais organizados em folhas e camadas, da resultando a designao de filossilicatos,

enquanto que o grupo restante, menos frequente, tem um modelo estrutural em forma de

fita. A terminologia dos grupos est relacionada com a espcie mais comum e importante.

2.2.3 Minerais argilosos mais importantes

Os minerais argilosos podem ser cristalinos ou no cristalinos/fracamente cristalinos.

Aqueles que foram considerados mais importantes para esta investigao incluem-se na

categoria dos cristalinos e sero seguidamente descritos. Relativamente aos restantes far-se-

uma breve aluso.

Grupo da Caulinite

O grupo da caulinite compreende dois subgrupos: o subgrupo da serpentina,

trioctadrico, e o subgrupo da caulinite, dioctadrico. No primeiro grupo, a antigorite e o

cristilo so as espcies mais frequentes enquanto que no segundo grupo, alm da

caulinite, a haloisite outra espcie bastante frequente, tratando-se de uma forma

hidratada. No conjunto, existem dez espcies distintas neste grupo, caracterizadas por

diferirem em pequenos detalhes estruturais, na composio qumica e na morfologia

(Gomes, 1988). Microfotografias obtidas com o microscpio electrnico revelam que as

caulinites se apresentam na forma de cristais lamelares, geralmente com formas regulares

pseudohexagonais, embora nalgumas espcies as lamelas tenham formas irregulares

(Vallejo, 2002).

As camadas estruturais da caulinite so do tipo 1:1 (Te-Oc), constitudas pela associao

de uma folha tetradrica de slica com uma folha octadrica do tipo da gibsite ou da brucite.

As camadas estruturais consecutivas esto ligadas atravs de ligaes de hidrognio entre

tomos O2 e grupos de OH de planos atmicos justapostos e o espaamento entre elas

de cerca de 7. Em mdia, num cristal de caulinite existem 40 a 50 camadas estruturais

(Gomes, 1988).

As caulinites so argilas com poucas substituies isomrficas compensadas por caties

localizados exclusivamente superfcie das partculas. Este facto faz com que a caulinite

tenha uma baixa capacidade de troca catinica (cerca de 10 meq/100g) comparada com as

outras argilas. Para a haloisite este valor de cerca de 40 meq/100g. Embora a caulinite

tenha uma baixa capacidade de troca catinica, a sua capacidade de troca aninica maior

11

devido presena de ies (OH) substituveis e situados fora das lminas estruturais (Deer

et al., 2000).

Os minerais de caulinite tm um comportamento muito estvel, uma vez que no

possvel dar-se a hidratao das suas camadas estruturais. Isto acontece por duas razes:

por um lado, o facto de a estrutura ser electricamente neutra ou de fraca electronegatividade

perante a pequena, ou mesmo nula, substituio isomrfica dentro das camadas estruturais

faz com que a adsoro superficial seja fraca; por outro lado, a pequena distncia reticular

no permite a entrada de gua por entre as camadas estruturais. Assim, estes minerais so

pouco ou nada expansivos.

A caulinite encontra-se preferencialmente em solos de regies de climas quentes e

hmidos de abundante precipitao e formam-se em ambientes de gua cida e de boa

drenagem, com uma baixa relao slica/alumina (Mineiro, 1978). Os minerais deste grupo

formam-se principalmente por alterao hidrotermal ou por meteorizao de feldspatos, de

feldspatides e de outros silicatos ou, de um modo geral, por alterao de rochas de tipos

mais cidos. A caulinite ocorre por vezes in situ mas, mais frequentemente, um produto de

alterao e transporte.

Grupo da Ilite

Os minerais deste grupo so os mais frequentes nas argilas. As diferentes espcies

deste grupo diferem entre si pelo tipo e grau de substituio isomrfica e no arranjo

estrutural das suas camadas. A morfologia destes minerais ao microscpio electrnico

mostra estruturas lamelares de forma alongada com bordos geralmente irregulares (Gomes,

1988).

As camadas estruturais da ilite so do tipo 2:1, ou seja, consistem em estratos com um

plano de caties em coordenao octadrica entre duas lminas de tetraedros unidos e

apontando para cima. As sucessivas camadas estruturais ligam-se entre si por caties

monovalentes, normalmente K+ e/ou Na+ (Neves, 1993). O mdulo de repetio interestratos

de cerca de 10 (Deer et al., 2000).

As ilites tm uma baixa capacidade de troca de ies devido presena de um nmero

considervel de ies de potssio interestratos que impede a entrada na estrutura, no s de

gua e lquidos orgnicos, mas tambm de outros caties. Admite-se que as trocas que se

efectuam se do, em grande medida, nas arestas dos cristais, onde h valncias no

completas. A capacidade de troca catinica das ilites varia geralmente entre 10 e 40

12

meq/100g e , portanto, maior do que a da maior parte das caulinites mas menor que as da

haloisite, montmorilonite e vermiculite (Deer et al., op. cit.). Contudo, as ilites no solo so

frequentemente formas degradadas deficientes em potssio, o que lhes confere uma

elevada capacidade para retirar e fixar esse elemento.

As ilites so os minerais das argilas dominantes nos xistos argilosos e argilitos e ocorrem,

tambm, noutras rochas sedimentares, tais como os calcrios. As ilites dos sedimentos

podem ter-se depositado como tal, depois da sua formao por meteorizao de silicatos,

principalmente feldspatos, mas em algumas ocorrncia derivaram de alterao de outros

minerais argilosos durante a diagnese. Estes minerais podem, tambm, ocorrer por

degradao da moscovite ou por recristalizao de sedimentos coloidais em condies

apropriadas ou podem ter, tambm, origem hidrotermal, encontrando-se frequentemente nas

zonas de alterao, nas imediaes de nascentes termais ou de files metalferos (Deer et

al., op. cit.). As experincias laboratoriais sugerem que a sua formao geralmente

favorecida por concentraes elevadas de alumnio e potssio e por condies alcalinas.

Grupo da Montmorilonite

Neste grupo, esto includas diversas espcies distribudas por dois subgrupos: um

dioctadrico ao qual pertence a montmorilonite, espcie mais comum e importante, e outro

trioctadrico. Este grupo tambm denominado grupo das esmectites devido sua

estrutura esmctica ou lamelar. O exame ao microscpio electrnico revela que as

partculas fundamentais so lamelas extremamente finas que, na montmorilonite e na

saponite, tm um contorno quase sempre irregular (Deer et al., 2000).

A estrutura das esmectites do tipo 2:1, ou seja, compreende duas folhas tetradricas de

slica que intercalam uma folha octadrica em que o catio coordenado normalmente o

Al3+ ou o Mg2+.

Os minerais deste grupo exibem uma propenso para fenmenos de expansibilidade

intracristalina que tanto pode ser consequncia da entrada de molculas de gua no interior

das camadas estruturais como da substituio dessa gua intercalar por molculas

orgnicas. Quando este fenmeno acontece d-se a expanso da estrutura da

montmorilonite, o que faz com que o espaamento entre camadas estruturais adjacentes

seja varivel. Assim, a gama de espaamentos basais que pode ser encontrada contnua

desde 10 at aproximadamente 21.

Nestes minerais ocorrem substituies isomrficas que conduzem a um excesso de

13

cargas negativas que tende a ser equilibrado pela adsoro de caties. Segundo Gomes

(1988), os caties de troca mais vulgares so Na+, Ca2+, Mg2+. Assim, as montmorilonites

tm uma elevada capacidade de troca catinica geralmente da ordem de 80-150

meq/100g, devido ao alto grau de substituio isomrfica.

As esmectites ocorrem como produtos de aco hidrotermal, em torno de files ou

jazigos metalferos ou prximo de nascentes termais e geysers, mas tambm se

encontram abundantemente em solos e em xistos argilosos (muitas vezes misturadas com

ilites) que resultaram da meteorizao de rochas bsicas. Outros factores que favorecem a

formao de esmectites so um ambiente alcalino, a disponibilidade de clcio e a escassez

de potssio. Particularizando, pode dizer-se que a montmorilonite resulta da meteorizao

de rochas bsicas em condies de fraca drenagem, onde o magnsio no removido; a

saponite ocorre principalmente associada a files de minrios mas tambm em cavidades

amigdalides em basaltos e a nontronite encontra-se tanto em files mineralizados, como

sob a forma de um produto de alterao de vidros vulcnicos (Deer et al., 2000).

Grupo da Clorite

As camadas estruturais da clorite so do tipo 2:1 (Te-Oc-Te), intercaladas de uma forma

regular com outra folha octadrica (folha intercamada) em que o catio coordenado ,

normalmente, Mg2+, podendo ser tambm Fe2+ ou Al3+ e, menos frequentemente, Li+ ou

Mg2+. As clorites so, na sua maioria, trioctadricas mas tambm podem ser di-trioctadricas

ou ainda, mais raramente, dioctadricas. As camadas estruturais consecutivas esto

fortemente ligadas umas s outras por ies hidratados de Mg, Al ou Fe. O espaamento

entre camadas estruturais de cerca de 14 (Gomes, 1988).

Devido substituio nas folhas tetradricas de Si4+ por Al3+, as camadas estruturais de

clorite tm pequena carga elctrica negativa. Essa carga compensada pela substituio de

ies bivalentes por trivalentes nas folhas intercamadas. As clorites tm baixa capacidade de

troca inica (Neves, 1993).

Nas argilas, a clorite ou um mineral herdado das rochas magmticas e metamrficas ou

produto secundrio formado pela alterao da biotite, hornblenda ou outros silicatos

ferromagnesianos (Gomes, 1988).

14

Grupo da Vermiculite

A estrutura da vermiculite consiste na repetio de folhas trioctadricas de alumina entre

duas folhas tetradricas de slica, separadas por molculas de gua orientadas que podem

solvatar determinados caties permutveis. A maior parte das vermiculites so trioctadricas

(Gomes, op. cit.).

O espaamento entre camadas estruturais sucessivas modifica-se consoante o grau de

solvatao do catio de troca, podendo variar entre 10 e 15.

A vermiculite possui a capacidade de troca inica mais elevada de entre todos os

minerais de argila.

Existem dois modos principais de ocorrncia da vermiculite. Um deles como produto de

alterao da biotite, tanto por meteorizao como por aco hidrotermal, surgindo na forma

de grandes cristais pseudomrficos ou como constituinte argiloso de certos solos. O outro

modo na regio de contacto entre rochas intrusivas cidas com bsicas ou ultrabsicas.

Mais raramente, surgem em sedimentos marinhos derivando de origens no micceas tais

como materiais vulcnicos, clorite e hornblenda e tambm se encontram associadas com

carbonatitos e em calcrios metamorfizados (Deer et al., 2000).

2.2.4 Outros minerais argilosos

Existem outros grupos de minerais argilosos que, tais como os anteriores, so cristalinos,

como o caso do grupo dos interestratificados e do grupo da paligorsquite e sepiolite. A

alofana e imogolite so minerais argilosos fracamente cristalinos. So escassos os minerais

argilosos no cristalinos ou fracamente cristalinos e, como tal, deficientemente

caracterizados. Tratam-se de silicatos hidratados de alumnio e ferro com contedos de gua

varivel.

O grupo dos interestratificados compreende modelos estruturais variados que so

intermedirios ou mistos dos 5 grupos anteriormente descritos e que representam estados

metaestveis ou de transio que surgem geralmente na evoluo ou transformao de um

mineral noutro. Os minerais interestratificados so aqueles que resultam do empilhamento de

duas ou mais camadas estruturais prprias dos diferentes grupos supracitados.

Os interestratificados podem ser regulares ou irregulares, conforme se esquematiza na

15

figura 2.3, onde A e B representam duas camadas estruturais-tipo distintas. Os

interestratificados regulares possuem uma estrutura com organizao peridica prpria das

espcies minerais reais e, portanto, so designados por nomes especficos. Por outro lado,

na nomenclatura dos interestratificados irregulares intervm os nomes ou as iniciais dos

nomes das espcies identificadas como intervenientes na sua organizao, escrevendo-se

em primeiro lugar a mais participativa (Gomes, 1988).

Figura 2.2 Esquematizao dos interestratificados regular e irregular (adaptado de Gomes, 1988).

Os modelos estruturais da paligorsquite e sepiolite so bastante diferentes dos grupos

anteriores uma vez que os seus cristais tm hbitos fibrosos. Ao invs de camadas, as

unidades estruturais so uma espcie de fitas que esto ligadas entre si pelas arestas

longitudinais, apresentando uma estrutura semelhante de um conjunto de calhas dispostas

paralelamente ao comprimento e, alternadamente, com a concavidade para cima e para

baixo. Entre as cadeias de slica existem vazios que constituem canais geralmente

ocupados por molculas de H2O. Esta estrutura confere aos minerais propriedades coloidais

de absoro especficas.

Quando a paligorsquite e a sepiolite, que ocorrem muitas vezes associadas, formam

capas superfcie do solo, tal tipo de ocorrncia conhecido pela designao de l ou

couro das montanhas. O tipo macio de sepiolite denominado meerschaum.

A alofana um alumino-silicato hidratado com modelo estrutural semelhante ao da

caulinite mas com defeitos, tais como omisses de Si nas folhas tetradricas.

Morfologicamente apresenta-se sob a forma de pequenssimas esfrulas (Gomes, 1988). As

16

suas partculas tm uma elevada capacidade de permuta inica, conferindo-lhes uma

elevada actividade e sensibilidade (Mineiro, 1978).

Os minerais de alofana surgem muitas vezes associados aos minerais de haloisite

(subgrupo da caulinite) e resultam da alterao de cinzas vulcnicas em condies de boa

drenagem.

A imogolite um alumino-silicato hidratado, em que a relao entre folhas tetradricas de

slica e folhas octadricas de gibsite varia entre 1-1,5 e o nmero de molculas de gua

varia entre 2-3 (Gomes, 1988). Apresenta-se sob a forma de fibras muito finas (cerca de 20

de dimetro), devendo possuir, deste modo, uma estrutura em cadeia. Desenvolve-se

particularmente atravs da meteorizao de cinzas vulcnicas.

2.2.5 Identificao dos minerais de argila atravs da difraco de Raios X

Os minerais argilosos, devido pequena dimenso dos seus cristais, associada

variabilidade das suas respectivas formas e arranjos estruturais, necessitam do emprego de

vrias tcnicas e mtodos analticos para a respectiva identificao, caracterizao e

quantificao.

A difraco de Raios X (DRX) a tcnica que fornece informaes mais amplas, precisas

e detalhadas quanto qualificao, caracterizao e quantificao dos minerais presentes

numa argila (Gomes, 1988). Para alm disso, trata-se de um mtodo de anlise no

destrutivo, verstil e rpido. A nica limitao da DRX no ser adequada a minerais no

cristalinos ou fracamente cristalinos.

O mecanismo de difraco das ondas electromagnticas ocorre porque os elementos

(tomos) das partculas argilosas absorvem a radiao X incidente e depois tornam-se em

fontes secundrias emissoras de electres.

Cada mineral possui a sua prpria estrutura e o diagrama de DRX respectivo,

denominado difractograma, mostra o modelo de difraco da radiao X nos planos

estruturais. A cada espcie mineral cristalina corresponde um modelo de difraco

especfico, a partir do qual ela pode ser identificada.

A determinao das quantidades dos minerais presentes na amostra baseia-se na

relao existente entre a proporo em peso de um mineral na mistura com outros minerais

17

e a sua intensidade de difraco, embora, na prtica, esta relao seja difcil de determinar.

Existem alguns tratamentos a que as amostras necessitam de ser submetidas de modo a

melhorar a definio dos difractogramas. Entre esses tratamentos inclui-se a extraco de

carbonatos e de matria orgnica.

Os difractogramas so interpretados recorrendo a quadros, fichas e informao

suplementares, disponveis em publicaes diversas.

2.2.6 Superfcie especfica das partculas de argila

A superfcie especfica das argilas define-se como a rea da superfcie externa somada

rea da superfcie interna (caso esta exista) das partculas constituintes, por unidade de

massa (Vallejo, 2002) e expressa em m2/g.

As argilas possuem superfcies especficas elevadas devido forma lamelar das suas

partculas e s suas pequenas dimenses. O quadro 2.1 mostra o valor das superfcies

especficas de alguns minerais argilosos. Verifica-se que a esmectite possui uma superfcie

especfica total muito superior s dos restantes minerais argilosos apresentados.

Quadro 2.1 Superfcie especfica de alguns minerais argilosos

(adaptado de Vallejo, 2002).

Superfcie especfica (m2/g) Mineral

Externa Interna Total

Esmectite 50 750 800

Ilite 25 2 27

Caulinite 15 0 15

2.2.7 Suspenses coloidais de argila

A adio de uma determinada quantidade de argila a uma certa quantidade de gua leva

formao de uma soluo do tipo coloidal, visto que as partculas argilosas no se

18

depositam imediatamente.

Os colides podem ser lioflicos (atrados ou com afinidade para o meio dispersante) ou

liofbicos (repelidos pelo meio dispersante). Os primeiros so muito estveis, adsorvem o

meio dispersante e desenvolvem viscosidades elevadas. Os segundos so menos estveis,

no adsorvem o meio dispersante e desenvolvem viscosidades reduzidas (Gomes, 1988).

Quando o meio dispersante a gua, os colides designam-se por hidroflicos e

hidrofbicos e as solues coloidais por hidroflicas e hidrofbicas. De um modo geral, as

argilas comportam-se como colides liofbicos, embora algumas possuam certas

propriedades dos colides lioflicos.

As suspenses coloidais argilosas exibem os efeitos Tyndall e Browniano. O efeito

Tyndall consiste num efeito ptico observado nas solues coloidais. Quando estas so

observadas transparncia contra uma fonte luminosa, parecem perfeitamente lmpidas

mas, observando-as contra um fundo escuro, verifica-se a existncia de alguma

perturbao. Este fenmeno o efeito da disperso, em todas as direces, de parte da luz

incidente sobre as partculas.

Por seu lado, o efeito Browniano consiste na movimentao das partculas slidas da

suspenso. Isto acontece porque as molculas do meio dispersante exibem movimentos

trmicos, com amplitudes dependentes da temperatura e, ao embaterem nas partculas

slidas, provocam a sua deslocao.

Assim, as partculas colidem umas com as outras, separando-se em seguida. No entanto,

a adio de um determinado tipo de sal faz com que, ao invs de se separarem, as

partculas se aglomerem em flocos que iro sedimentar mais rapidamente. Este fenmeno

denomina-se floculao ou coagulao.

2.2.8 Natureza elctrica das partculas argilosas

No interior de uma partcula argilosa as cargas esto em equilbrio. Isso no acontece

superfcie visto que no existem ies no exterior que permitam equilibrar os ies adjacentes

superfcie. Assim, na superfcie das partculas existem cargas elctricas por equilibrar.

Os cristais dos minerais argilosos exibem uma carga elctrica globalmente negativa. Isto

pode ser demonstrado atravs do fenmeno de electroforse. Quando aplicado um campo

elctrico a uma suspenso coloidal de argila, observa-se que as partculas de argila se

19

dirigem para o plo positivo.

Segundo Gillot (1987, in Neves, 1993), esta carga elctrica pode resultar de certas

imperfeies, tais como posies incompletas ou valncias no equilibradas causadas por

substituies isomrficas na estrutura cristalina, da adsoro fsica ou qumica de ies em

radicais activos e da adsoro de ies na estrutura da partcula. Embora, teoricamente, as

cargas devessem estar uniformemente distribudas pelo exterior da partcula, verifica-se

que, nas argilas, isso no acontece.

s faces dos cristais lamelares esto associadas cargas negativas, enquanto que os

bordos dos cristais podem ser globalmente neutros, positivos ou negativos (Gomes, 1988).

Uma vez que a superfcie das faces muito maior do que a dos bordos, a comparticipao da

carga elctrica negativa muito maior. Assim se explica a electronegatividade global das

partculas argilosas.

2.2.9 Dupla camada inica difusa

A pequena dimenso, grande superfcie especfica e elevada carga das partculas

argilosas conferem-lhes a possibilidade de adsorver caties disponveis existentes no

ambiente ou lquidos polarizveis como a gua.

Os caties so atrados para a superfcie das partculas argilosas devido carga

predominantemente negativa que estas apresentam, de modo a promover o equilbrio de

cargas. Estes ies no esto dispostos de forma ordenada na superfcie da partcula, mas

antes de forma difusa. Esta difuso deve-se repulso entre cargas do mesmo sinal que

gera uma agitao trmica dos caties (Neves, 2009).

As molculas de gua tm uma estrutura dipolar, o que faz com que sejam atradas tanto

pelos caties como pela superfcie das partculas argilosas carregadas negativamente. Para

alm disso, o facto de a concentrao inica em torno das partculas de argila se tornar

superior concentrao do ambiente circundante gera um gradiente proporcional

diferena de concentraes.

Segundo Neves (op. cit.), como resultado destes fenmenos gera-se uma camada difusa

que rodeia as partculas argilosas e que constituda por:

gua retida por ligaes de hidrognio e/ou atrada pelo gradiente de difuso;

20

uma camada difusa de caties, atrados pela carga negativa da superfcie de argila, e

anies, atrados pelos caties e pelas molculas dipolares de gua.

Algumas propriedades das argilas, tais como a expansibilidade, a plasticidade e a

hidratao podem ser interpretadas com base no conceito da dupla camada inica difusa.

O conjunto formado pela partcula argilosa e respectiva camada inica denomina-se

micela. A soluo micelar a soluo que contm os ies da dupla camada e a soluo

intermicelar a soluo exterior contendo os ies livres (Castro, 1974 in Neves, 1993).

de salientar que a espessura da camada difusa de gua depende do tipo e

concentrao de caties existentes no meio. Os caties com maior valncia so mais

eficazes a equilibrar as cargas negativas das partculas argilosas. Assim, por exemplo, uma

camada difusa constituda por caties divalentes e gua mais pequena do que outra

formada por caties monovalentes e gua.

2.2.10 Capacidade de permuta inica

A capacidade de troca catinica de um mineral argiloso corresponde ao quantitativo

mximo de caties que ele pode permutar. De modo a equilibrar as cargas negativas que

predominam nas partculas argilosas, estas tendem a atrair caties existentes nos sais

dissolvidos na gua intersticial. Estes mantm-se ligados superfcie das partculas por

ligaes dbeis, podendo assim ser facilmente substitudos por outros (Lemos, 1999 in

Cristelo, 2001). A grande superfcie especfica dos minerais argilosos e a possibilidade de

rotura das estruturas laminares em partculas pequenas contribuem para aumentar a

possibilidade de adsorver caties permutveis.

Aqueles caties permutveis possuem diferentes valncias, o que condiciona a facilidade

com que so atrados. Por norma, so preferidos os de valncia superior. No caso de

estarem presentes ies com a mesma valncia, os menos hidratados (raio inico maior no

estado no hidratado) so os que tm maior poder de substituio, ou seja, os de maiores

dimenses so os de mais difcil permuta. Assim, podem ordenar-se os caties de forma

crescente, quanto sua capacidade de permuta (Neves, 1993):

3224 AlCaMgNHKHNaLi

Isto significa que qualquer io direita pode substituir outros situados sua esquerda. A

21

este processo d-se o nome de permuta de caties.

A capacidade de permuta catinica exprime-se normalmente em miliequivalentes por

100g de solo seco (meq/100g) e varia consoante a natureza dos minerais argilosos. O

nmero de caties permutveis que so substitudos depende ainda do nvel de

concentrao de ies na soluo envolvente e do pH do meio.

No quadro 2.2 apresentam-se os valores da capacidade de permuta catinica para alguns

dos minerais argilosos mais importantes.

Quadro 2.2 Capacidade de permuta catinica de alguns minerais argilosos

(adaptado de Vallejo, 2002).

Mineral Capacidade de troca catinica (meq/100g)

Esmectite 80 150

Ilite 10 40

Caulinite 1 10

As reaces de permuta aninica consistem na substituio de anies existentes na

soluo micelar por outros anies contidos na soluo intermicelar. Segundo Jeremias

(1991), os anies mais frequentes nos minerais das partculas argilosas so SO42-, Cl-, PO42 -

e NO3-. De um modo geral, o mecanismo de permuta aninica d-se, principalmente, nos

grupos de hidrxidos da superfcie das partculas argilosas e est condicionado pela

geometria do anio relativamente geometria da unidade estrutural do cristal de argila

(Neves, 1993). Se os anies possurem um tamanho ou uma geometria que no permita a

sua integrao no interior das folhas tetradricas, ento no podero ser absorvidos.

A capacidade de permuta aninica das argilas tem uma importncia menor do que a

capacidade de permuta catinica, o que leva a que esse tema esteja menos estudado. Na

verdade, em alguns minerais argilosos, como o caso dos filossilicatos com uma estrutura

do tipo 2:1, a capacidade de troca aninica muito inferior capacidade de troca catinica.

Este o caso das montmorilonites, por exemplo. No caso das caulinites, as permutas

catinica e aninica so semelhantes.

22

2.2.11 Actividade das argilas

Raramente um solo constitudo apenas por argilas puras, possuindo geralmente

granulometrias extensas onde a argila ocupa apenas uma parte. No entanto, muitos solos

so vulgarmente designados como argilas, uma vez que basta uma pequena fraco desse

material para influenciar o seu comportamento, embora essa influncia seja atenuada pelas

fraces mais grosseiras.

Skempton, em 1953 (in Vargas, 1978), sugeriu uma forma de quantificar a influncia da

fraco argilosa no comportamento do solo, introduzindo a noo de actividade coloidal (Ac).

A actividade coloidal relaciona o carcter plstico do solo, traduzido no valor do seu ndice

de plasticidade, com a fraco argilosa que os mesmos contm, sendo definida pela

seguinte expresso:

A actividade do solo depende tambm da sua histria geolgica, da presena de matria

orgnica e tambm da composio textural.

A noo de actividade das argilas est relacionada com o conjunto de propriedades

especficas do comportamento destes minerais, sendo que uma argila tanto mais activa

quanto maior a sua expansibilidade, deformabilidade e resistncia. O quadro 2.3 mostra os

valores mais frequentes de actividade de alguns dos minerais argilosos mais importantes.

Quadro 2.3 ndice de actividade de alguns minerais argilosos (Gomes, 1988).

Mineral ndice de actividade de Skempton

Esmectite 0,5 7

Ilite 0,23 0,58

Caulinite 0,01 0,41

2.2.12 Expansibilidade

A expanso de um solo pode ser definida como o aumento do seu volume por absoro

de gua, sendo a fraco argilosa do solo a responsvel por este fenmeno. A secagem do

milaIPAc 2arg%

)1.2(

23

solo origina por sua vez a sua retraco, o fenmeno inverso.

A expansibilidade , essencialmente, um fenmeno fsico-qumico de grande

complexidade, embora tambm possa estar associada a causas mecnicas. O fenmeno de

expansibilidade nas argilas explicado com base nas foras existentes entre partculas e

entre camadas estruturais.

Os mecanismos de expansibilidade fsico-qumicos podem ser intercristalinos ou

intracristalinos e osmticos.

A expansibilidade intercristalina d-se quando a absoro de gua se faz atravs das

superfcies externas dos cristais dos minerais argilosos e dos vazios entre esses cristais. A

expansibilidade intracristalina ocorre quando a absoro de gua possvel no interior dos

cristais, entre as camadas estruturais. A gua absorvida forma sucessivas monocamadas

sobre as partculas dos minerais argilosos, afastando as partculas ou as unidades

estruturais daqueles minerais (Neves, 1993). A ilite apresenta expansibilidade intercristalina

devido forte atraco electroesttica gerada pelos ies monovalentes K+ que ligam as

camadas estruturais e no permitem a entrada de gua. A expansibilidade intracristalina

exibida pela montmorilonite, vermiculite, clorite expansiva e alguns minerais

interestratificados.

A interaco entre as duplas camadas elctricas dos minerais argilosos o principal

mecanismo responsvel pelas presses de expanso que constituem a expansibilidade

osmtica. Este tipo de expansibilidade o que origina as maiores variaes de volume.

A expansibilidade osmtica depende da natureza dos caties permutveis. As argilas em

que o catio permutvel o sdio exibem uma expansibilidade muito maior de que aquelas

em que esse papel assumido pelo clcio. Assim, a adio de produtos base de clcio,

nomeadamente a cal, um dos processos existentes para diminuir a expansibilidade das

argilas, embora nem todos os minerais argilosos apresentem este tipo de expansibilidade,

especialmente os minerais de maiores dimenses.

As argilas montmorilonticas so as que apresentam maior expansibilidade. Isto pode ser

explicado pelo facto de, quando uma partcula de montmorilonite contacta com gua, as

molculas de gua penetrarem entre as camadas estruturais, fazendo aumentar o

espaamento basal de tal modo que o volume da partcula pode duplicar.

As caulinites so argilas que no exibem expansibilidade de natureza fsico-qumica. A

reduzida distncia entre camadas estruturais impede a entrada de gua e o fraco

24

potencial elctrico implica uma fraca adsoro superficial. Se ocorrer expanso nas

caulinites, ela ser de origem mecnica.

Como nos solos tendem a existir vrios tipos de argilas em propores variveis, existe

uma vasta gama de expansibilidades. O interesse do seu conhecimento reside em permitir

uma avaliao quantitativa dos problemas que possam advir da utilizao de solos

expansivos como material de construo.

2.2.13 Interaco entre partculas argilosas

As foras internas entre partculas argilosas podem ser de dois tipos: atractivas ou

repulsivas. Para um dado solo, as cargas elctricas que se estabelecem na superfcie das

partculas esto directamente relacionadas com a rea dessas superfcies. No entanto, a

influncia daquelas cargas sobre o comportamento das partculas tem uma relao directa

com a superfcie especfica. Ou seja, quanto maior a superfcie especfica, maior a

tendncia para o comportamento das partculas ser controlado pelas foras superficiais em

detrimento das foras mssicas (Cristelo, 2001).

As foras atractivas entre partculas argilosas devem-se principalmente s foras de Van

der Waals. Estas so foras atractivas que existem entre todas as molculas de uma

partcula mas tambm entre as molculas de cada partcula e as de outra partcula vizinha.

Para pequenas distncias as foras de Van der Waals variam inversamente com o cubo

da distncia enquanto que, para distncias maiores, variam inversamente com a quarta

potncia. Assim, embora este tipo de ligaes moleculares tenham pequena energia,

desempenham um papel essencial na formao da resistncia estrutural dos minerais

argilosos, podendo atingir um raio de aco da ordem dos milhares de (Neves, 1993).

As foras repulsivas existentes entre as partculas argilosas so de natureza elctrica e

tm origem na interpenetrao das camadas difusas de partculas adjacentes. A intensidade

da repulso depende directamente da espessura dessas mesmas camadas.

Se o espaamento entre partculas for inferior a 15 no possvel a formao da

camada difusa em torno de cada partcula e a atraco devida s foras de Van der Waals

aumenta. Se o espaamento entre partculas exceder esse valor, d-se a formao da

camada difusa em torno de cada partcula, o que ir causar um excesso de concentrao de

caties entre as duas superfcies, relativamente soluo exterior. Assim, a gua passa a

25

mover-se por actividade osmtica e atrada para a superfcie das partculas, originando

foras repulsivas.

2.2.14 Floculao e disperso

Numa suspenso de partculas argilosas em gua, as partculas apresentam um

movimento Browniano (movimento livre), cujo resultado a variao da distncia entre as

partculas. Dependendo da distncia entre duas partculas, a fora resultante entre elas

pode ser de natureza repulsiva ou atractiva, conforme demonstrado no grfico da figura

2.4.

Figura 2.3 Relao entre as foras e a distncia entre partculas (Cristelo, 2001).

No caso de se verificar a repulso, as partculas argilosas assentam individualmente,

formando uma camada densa, embora se encontrem separadas das partculas vizinhas. A

este tipo de arranjo d-se o nome de estrutura aleatria (Mineiro, 1978).

Se as foras atractivas prevalecerem, d-se a formao de flocos, originando a chamada

estrutura floculada. Neste tipo de estrutura as partculas esto em contacto mas no tm

orientao especfica. Num estado floculado podem ocorrer trs tipos de associaes entre

as lamelas de argila: face-com-face (FF), bordo-com-face (BF) e bordo-com-bordo (BB). Dos

trs casos, apenas os dois ltimos correspondem ao que normalmente se designa por

26

floco e o processo de destruio destas duas associaes denomina-se desfloculao.

As associaes do tipo FF do origem a partculas mais espessas que constituem a

chamada estrutura orientada. destruio deste tipo de estrutura corresponde o fenmeno

de disperso.

Nas argilas naturais, embora o arranjo estrutural possa ser extremamente complexo,

existe uma tendncia para a formao de agregados de partculas, geralmente com uma

orientao do tipo FF. A estrutura aleatria rara e caracterstica de argilas activas com

um elevado ndice de vazios, cuja sedimentao ocorreu em gua salinas e que no

sofreram fortes tenses de compresso.

2.2.15 Hidratao das argilas

As partculas argilosas esto sempre hidratadas uma vez que se encontram envolvidas

por camadas de molculas de gua. Estas molculas so parte constituinte da prpria

partcula visto que influenciam o seu comportamento e caractersticas.

Uma vez que as molculas de gua so dipolares, existem trs formas possveis de atrair

estas molculas em direco superfcie das partculas argilosas (Cristelo, 2001):

1) atraco entre a face da partcula de argila carregada negativamente e o lado positivo

do dipolo;

2) atraco entre os caties presentes na camada dupla e os lados dos dipolos

carregados negativamente. Estes caties so atrados pelas cargas negativas na face da

partcula de argila;

3) os tomos de hidrognio das molculas de gua so compartilhados, atravs de uma

ligao de hidrognio, pelos tomos de oxignio das prprias molculas de gua e os

tomos de oxignio das partculas de argila.

No existe uma fronteira ntida entre a gua de hidratao e a gua livre visto que,

conforme aumenta a distncia superfcie das partculas, a fora de atraco vai diminuindo

gradualmente.

Segundo Mineiro (1978), as molculas de gua que constituem a camada de gua

adsorvida podem mover-se facilmente num plano paralelo superfcie das partculas, mas

27

esto impedidas de o fazer na direco perpendicular. A facilidade destes movimentos

aumenta com a distncia partcula e dependem da natureza dos caties permutveis.

A gua ligada superfcie das partculas apresenta algumas diferenas em relao

gua livre: maior densidade mdia e resistncia ao corte, elevada viscosidade, constante

dielctrica e tenso de vapor menores.

2.2.16 Potencial de suco

O mecanismo de suco do solo faz com que exista gua no solo acima do nvel fretico

que se encontra a uma presso inferior atmosfrica. Essa suco representa a fora com

que o solo retm a gua, sendo que os valores desta podem variar entre zero e centenas de

MPa para solos secos em estufa (Castro, 1974 in Cristelo, 2001).

Devido vasta gama de valores que a suco pode apresentar, Schofield (in Cristelo,

2001) introduziu o conceito de potencial de suco (pF) ao sugerir a utilizao de uma

escala logartmica para a caracterizao dessa fora. O potencial de suco corresponde ao

logaritmo decimal da suco, que expressa pela altura, em centmetros, de uma coluna de

gua capaz de exercer uma presso equivalente, mas de sinal contrrio.

Existem curvas de suco que relacionam o teor em gua do solo com a suco

desenvolvida. No entanto, e devido a um fenmeno de histerese, um valor do potencial de

suco no corresponde apenas a um valor de teor em gua no solo, mas sim a dois,

consoante se trata de uma fase de molhagem ou secagem. No processo de secagem o teor

em gua superior. Isto acontece porque no processo de secagem de um solo hmido os

capilares mais finos retm gua mas, durante o processo de molhagem, no podem

absorv-la uma vez que esto separados da gua livre pelos capilares mais grossos.

A gua movimenta-se dos pontos com menor suco para os pontos com suco

superior at que seja atingido um equilbrio nos valores de suco ao longo da massa de

solo.

O potencial de suco uma caracterstica importante nos solos argilosos uma vez que

atinge valores elevados devido reduzida dimenso das partculas constituintes, adsoro

de gua pelas partculas e aos fenmenos de capilaridade.

28

2.3 PROPRIEDADES FSICO-QUMICAS DA CAL

2.3.1 Generalidades

O termo cal pode ser utilizado para designar uma variedade de produtos derivados do

calcrio, que apresentam caractersticas distintas conforme o fim a que se destinam.

Para a estabilizao de solo com cal pode ser utilizada cal area, tanto viva como

hidratada, em p ou na forma de leite de cal. Geralmente, a maioria dos tipos de cal utilizados

na estabilizao de solos tm em comum o facto de possurem um elevado teor em clcio,

com os xidos e hidrxidos de magnsio a no ultrapassarem os 5%. Para alm deste factor,

existem outros que influenciam o desenvolvimento das reaces entre a cal e o solo, sendo a

superfcie especfica um dos mais importantes.

Refira-se ainda a existncia de um segundo tipo de cal, a cal hidrulica, que no

geralmente utilizada na estabilizao de solos.

2.3.2 Caracterizao dos diferentes tipos de cal

A cal area um ligante que resulta da calcinao, a uma temperatura compreendida

entre 900C e 1100C, duma rocha com percentagem mnima de 95% de carbonato de

clcio ou de carbonato de clcio e magnsio. Este tipo de ligante no apresenta

propriedades hidrulicas: o seu endurecimento feito atravs da reaco lenta de

carbonatao, pela aco do ar atmosfrico.

As cais areas podem ser divididas em gordas e magras, consoante o teor de impurezas,

e quanto ao teor de xido de magnsio, em cais calcticas, clcico-dolomticas e cais

dolomticas.

As cais areas gordas derivam de calcrios quase puros com teores de carbonatos no

inferiores a 99% enquanto que as cais areas magras derivam de calcrios com teores de

argila e outras impurezas compreendidos entre 1 e 5% (Coutinho, 1997).

Uma vez que o clcio e o magnsio surgem muitas vezes associados, so frequentes na

natureza calcrios com percentagens variveis de dolomite. A calcinao desses calcrios

pode dar origem a cais calcticas (%MgO < 2%), clcico-dolomticas (2 < %MgO < 20) ou

dolomticas (20 < %MgO < 45).

29

Existem dois tipos de cal area - a cal viva e a cal apagada ou hidratada e a diferena

entre as duas reside da sua susceptibilidade gua.

D-se o nome de cal viva (xido de clcio) ao produto obtido pela cozedura dos calcrios

e a expresso dessa reaco :

Esta reaco verifica-se a cerca de 894C, temperatura qual a presso de dixido de

carbono que sai do calcrio (presso de dissociao do carbonato de clcio) um pouco

superior presso atmosfrica.

A cal apagada ou hidratada tem origem na extino por imerso ou asperso com gua

da cal viva. A reaco de extino apresentada da seguinte forma:

A cada uma das designaes, cal viva ou cal apagada, surge associada uma gama de

diferentes quantidades de xido de clcio e hidrxido de clcio, respectivamente, que

corresponde a uma variedade de produtos com diferentes propriedades fsico-qumicas que

os tornam mais ou menos aptos para uma determinada aplicao (Coutinho, 1997).

O leite de cal um produto obtido a partir da cal area, viva ou hidratada e consiste

somente numa suspenso da cal, com teores compreendidos entre 30 e 150 g/l.

A obteno de leite de cal a partir de cal viva requer uma quantidade de gua muito

superior quela que necessria para satisfazer a afinidade qumica da cal reaco de

hidratao. As caractersticas do leite de cal assim obtido dependem da composio

qumica e grau de calcinao da cal viva e da qualidade da gua.

A obteno do leite de cal por dissoluo de cal hidratada facilitada pelo facto desta j

se encontrar na forma de p e completamente extinta.

Quanto s cais hidrulicas, estas obtm-se por cozedura de calcrios com percentagens

de argilas geralmente compreendidas entre 5% e 20% a uma temperatura entre 1200C e

1500C. Para alm da formao do xido de clcio, d-se a combinao deste com a slica e

a alumina, resultando na presena de silicatos e aluminatos que, quando hidratados, do

)2.2(calCOCaOCaCO 5,4223

)3.2( calOHCaOHCaO 5,1522

30

origem a produtos que endurecem tanto na gua como no ar. Assim, a cal hidrulica pode

ser considerada como um produto intermdio entre a cal area e o cimento (Coutinho,

1997).

Segundo Choquet (1972, in Neves, 1993) a cal hidrulica pode classificar-se em funo

do teor em elementos argilosos e em carbonato de clcio da rocha calcria. Assim, por

ordem decrescente do teor em carbonato de clcio da rocha calcinada, as cais classificam-

se como fracamente hidrulicas (90 < %CaCO3 < 95), medianamente hidrulicas (75 <

%CaCO3 < 90) ou fortemente hidrulicas (40 < %CaCO3 < 75).

2.3.3 Propriedades mais importantes da cal para a estabilizao de solos

As principais propriedades que afectam as reaces entre os solos e a cal e,

consequentemente, a qualidade da estabilizao, so a granulometria, a superfcie

especfica, a reactividade, o peso volmico, a solubilidade e o teor em clcio.

i. A granulometria da cal uma caracterstica fsica que influencia outras propriedades

da cal tais como a velocidade de hidratao e a homogeneidade da mistura, quando usada

na estabilizao de solos.

De um modo geral, a cal obtida por calcinao em fornos verticais possui uma

granulometria mais grosseira. Por outro lado, o processo de hidratao a que a cal hidratada

sujeita confere-lhe uma granulometria mais fina do que a da cal viva.

ii. A superfcie especfica uma das caractersticas fsicas mas importantes da cal, visto

estar directamente relacionada com algumas das suas propriedades tais como a facilidade

de homogeneizao e de reaco da cal com outros elementos (Boynton, 1980). Superfcies

de contacto maiores do origem a melhores misturas com o solo e a gua.

Devido estrutura porosa da cal, a gua contacta no s com a superfcie exterior das

partculas, mas tambm com parte da superfcie interior, atravs de reaces de absoro e

adsoro.

iii. A reactividade da cal est relacionada com a eficincia e rapidez da sua aco

estabilizante e est associada a outras caractersticas fsicas e qumicas, nomeadamente

com a superfcie especfica. Este parmetro permite prever a durao das reaces e, no

caso destas serem exotrmicas, o aumento de temperatura produzido (Cristelo, 2001).

31

Os mtodos existentes para avaliar esta caracterstica na cal viva consistem na medio

da temperatura ao longo do tempo de solues aquosas de cal em condies bem definidas.

Uma vez que a cal hidratada no sofre a reaco de extino na presena de gua, foram

criados outros ensaios com a mesma finalidade, como o da capacidade de neutralizao em

funo do tempo, na presena de um cido.

A presena de elementos argilosos influencia negativamente a reaco de hidratao.

Um armazenamento inadequado da cal, expondo-a ao dixido de carbono do ar leva sua

carbonatao. Do ponto de vista calorfico, o carbonato de clcio inerte, pelo que a sua

presena diminui a reactividade. A presena de sais pode acelerar ou retardar a reaco de

extino da cal, consoante o tipo de sal.

De um modo geral, a cal calctica possui uma maior reactividade do que a cal dolomtica.

iv. Relativamente ao peso volmico verifica-se que, de um modo geral, a cal viva possui

um valor desta grandeza superior ao da cal hidratada. A presena de impurezas influencia o

peso volmico mas, enquanto que no caso da cal viva se verifica uma diminuio deste

parmetro, na cal hidratada ocorre o efeito contrrio. O peso volmico aparente depende da

origem da cal e do seu modo de armazenamento (Neves, 1993).

v. Embora a cal seja, de um modo geral, pouco solvel em gua, a solubilidade um

parmetro que interessa conhecer quando se utilizam solues aquosas.

A solubilidade da cal decresce com a temperatura e tambm varia com a composio. A

cal viva ligeiramente menos solvel do que a cal apagada e a cal calctica mais solvel

do que a cal dolomtica.

vi. Por ltimo, o teor em clcio a caracterstica qumica mais importante da cal. Este

pode ocorrer livre (no combinado) na forma de xido de clcio, no caso da cal viva, ou de

hidrxido de clcio, no caso da cal apagada; ou combinado, na forma de carbonatos,

silicatos e aluminatos ou, mais raramente, sulfatos e fosfatos. A presena de carbonatos

pode estar associada existncia de calcrio de origem ou a recarbonataes por contacto

com o ar.

A soma do clcio livre e combinado constitui a totalidade de clcio existente na cal.

33

3 MECANISMOS FSICO-QUMICOS ENVOLVIDOS NO TRATAMENTO DE UM SOLO COM CAL

3.1 INTRODUO

A adio de cal a solos finos na presena de gua desencadeia diversas reaces que

podem resultar na modificao ou estabilizao de um solo. Neste captulo, sero

primeiramente abordadas as principais reaces fsico-qumicas envolvidas no tratamento

de um solo com cal, seguindo-se os principais factores que influenciam essas reaces bem

como as melhorias esperadas e as aplicaes deste tipo de misturas.

3.2 PRINCIPAIS REACES FSICO-QUMICAS ENTRE O SOLO E A CAL

3.2.1 Generalidades

As reaces que levam estabilizao de um solo atravs da adio de cal so

normalmente agrupadas em trs categorias:

1) Permuta inica e floculao;

2) Aco de cimentao (tambm denominada reaco pozolnica);

3) Aco de carbonatao.

A ocorrncia destas reaces no simultnea. A permuta inica e a floculao ocorrem

imediatamente e esto relacionadas com a aco imediata da cal na estabilizao do solo.

Seguidamente ocorre a aco de cimentao que responsvel pela influncia a longo

prazo da cal no mecanismo de estabilizao. Por fim, d-se a carbonatao, reaco

indesejada neste tipo de tratamento. Estas reaces sero explicadas em seguida mais em

pormenor.

A figura 3.1 mostra as principais reaces fsico-qumicas que ocorrem numa mistura de

solo com cal e gua, bem como a sua sequncia:

34

Figura 3.1 Diagrama da sequncia das principais reaces fsico-qumicas que ocorrem na

estabilizao de um solo com cal (adaptado de Arman, 1988 in Neves, 1993).

3.2.2 Permuta inica e floculao

Estas so as primeiras reaces que ocorrem aps a adio de cal. A floculao,

consequncia da permuta inica, consiste na aglomerao das partculas finas do solo em

flocos estveis. Este fenmeno , assim, responsvel pelas alteraes nas seguintes

caractersticas geotcnicas do solo: granulometria, plasticidade, compactao,

trabalhabilidade e resistncia mecnica imediata.

As partculas de argila encontram-se carregadas electricamente, com predominncia de

cargas negativas distribudas nas faces, enquanto que as cargas positivas se encontram na

sua maioria nos bordos, mas em quantidades consideravelmente inferiores, pelo que as

partculas se comportam, de modo geral, como electricamente negativas, tal como referido

no ponto 2.2.8. Esta caracterstica das argilas confere-lhes a capacidade de adsorver

caties permutveis na sua superfcie, estabelecendo-se uma troca contnua entre os ies

adsorvidos, contidos na dupla camada inica (soluo micelar), e outros com a mesma

carga elctrica pertencentes soluo exterior onde esto os ies livres (soluo

intermicelar). A este fenmeno d-se o nome de permuta inica.

35

Se soluo intermicelar forem adicionados ies de tipo diferente dos da soluo

micelar, ento ir gerar-se um novo estado de equilbrio custa de uma reaco de troca

entre o novo tipo de io introduzido entre os minerais argilosos e os ie