Suelos semisaturados

Suelos semisaturados
Comportamiento de suelos y rocas
CONTENIDO
1. Objetivos
2. Introducción
3. Suelos semisaturados
4. Compactación de los suelos
5. Agua en medio poroso
6. Tensiones en el terreno
7. Comportamiento del agua en suelos y rocas
8. Resumen
9. Bibliografía
Suelos semisaturados |
Objetivos
El objetivo de este tema es adquirir un conocimiento
profundo del comportamiento de los suelos una vez que
interaccionan con el agua. Lejos de los estados extremos,
que apenas existen en la naturaleza, la interacción entre el
terreno y el agua provenga de cualquiera de sus orígenes
tiene los componentes de tensiones totales y efectivas, a
largo plazo y a corto plazo, en condiciones drenadas o
sin drenar, unos conceptos que a menudo se confunden
y cuyo conocimiento es el objeto principal de este tema.
Introducción
Para el desarrollo de este tema, en primer lugar, se
describen los estados de semisaturación en el que se
pueden encontrar los terrenos, para a continuación
describir cómo se generan las tensiones que dan lugar
a los empujes. El tema dedica un especial interés a la
diferenciación de las tensiones efectivas y totales, tanto
en lo que se refiere a su origen como a su comportamiento.
Suelos semisaturados
Todo lo relacionado con la mecánica del suelo se
vuelve más complejo cuando se acerca a la realidad.
Lo comentado anteriormente se refería a situaciones
teóricas y empujes de suelos en estado ideal. Como se decía
en la lección anterior, en el suelo interactúan las partículas
sólidas con otros elementos normalmente líquidos.
Es por lo que la Mecánica del Suelo Tradicional tiene como
objeto principal los suelos saturados. La complicación
de los comportamientos de los terrenos aumenta en el
momento en el que la rigidez y resistencia de los suelos
parcialmente saturados se modifican en comparación con
el suelo seco. Los valores de parámetros que influyen en
los empujes que se generan en el conjunto terreno-agua,
suelen alcanzar cotas mayores, por lo es más conservador
suponer que, en cualquier caso, los suelos pueden estar
saturados. No obstante, como ocurre con el terreno sin
la interacción del agua, el estudio del suelo saturado es
también sencillo a la par que el que está totalmente seco,
teniendo mucha más incertidumbre en los momentos
intermedios, obviamente casi el total de los casos reales.
Los estudios de los suelos parcialmente saturados son,
por tanto, los casos más probables, ya que en la columna
de cálculo o de influencia sobre cualquier estructura los
niveles con presencia de agua se van alternando o son
variables. Esta variabilidad puede ir desde los casos de
ascensión capilar en suelos de grano fino, donde alcanza
hasta centenares de metros, hasta la influencia del
nivel freático que no suele superar las pocas decenas
de metros. Estas acciones, y lo variable de las mismas,
contribuyen a que los suelos estén siempre con algún
grado de saturación, salvo que se trate de zonas con
clima relativamente árido, en las que la evaporación en la
superficie compense la aportación de agua por ascenso
capilar desde el nivel freático.
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Los estudios relativos a los suelos saturados parcialmente
se inician los años sesenta, a raíz de la aparición de
problemas de asentamiento y de movimientos relativos en
cimentaciones de grandes estructuras. Fundamentalmente,
estos problemas se originaban en suelos de orígenes
diversos que sufrían cambios de volumen, debido a cambios
en el contenido de humedad, originando la formación de
fisuras y grietas. Estas acciones en el terreno se trasmitían
de un modo prácticamente automático a estructuras,
capas de firmes, etcétera. En general esta detección de
los problemas que están producidos por la aparición de
variaciones en la presencia de agua en los suelos es el
origen de muchos, por no decir de la amplia mayoría, de
los problemas de la ingeniería geotécnica relacionados con
esfuerzos, deformación y flujo.
La presencia de esta saturación parcial se traduce
directamente en problemas relacionados con
deformación y corresponden, principalmente, a
los cambios de volumen que se presentan en los
suelos expansivos, suelos colapsibles, las grietas
por desecación en arcillas y en suelos compactados.
De estos casos que son los más comunes en la realidad
se tratará tanto en este tema como en los siguientes.
Como se puede deducir, no tiene sentido hablar de
problemas por saturación parcial de materiales rocosos,
siendo prácticamente una casuística exclusiva de suelos.
Dentro de estos suelos existen algunas tipologías que
proceden de formaciones que, por su composición o
disposición, son más susceptibles de ser casos de estudio,
por ejemplo, suelos expansivos y colapsibles, que se
encuentran por encima del nivel freático, se presentan
presiones de poros negativas y si el balance de entrada y
salida de agua permanece constante, no se presentarán los
problemas de expansión y colapso, pero en el caso en el
que el contenido de humedad varíe, se generan cambios
en las presiones de poros y llevarán como consecuencia
cambios de volumen.
Un humedecimiento del suelo producirá un aumento de
volumen en los suelos expansivos y una disminución de
volumen en los suelos colapsibles. De aquí se obtiene el
primero de los conceptos que deben quedar claros a la
hora de estudiar los suelos semisaturados. Aunque la
composición de un suelo sea susceptible de provocar
problemas asociados a la saturación, si no hay variación
en su contenido en agua, no serán suelos problemáticos.
Es necesario identificar en qué tipo de infraestructuras
serán las que se encuentran más afectadas por este
fenómeno y, por tanto, por las consecuencias inherentes
al mismo. Con carácter general serán todas aquellas en
las que se puedan detectar problemas relacionados con
flujo de agua, particularmente taludes de plataforma de
obras viales, como carreteras, ferrocarriles, los taludes
de desmontes o de presas de materiales sueltos, diques
de obras marítimas serían las tipologías de obras en las
que esta problemática está más señalada.
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Dentro de los cambios que se ven afectados en los
parámetros de los suelos, se puede señalar dos tipologías
de acciones, por un lado, las que se corresponden con los
movimientos verticales ya sean totales o diferenciales,
por la saturación de capas completas o parciales del
suelo y, por otro lado, las acciones de pérdida de equilibrio
estático. Las primeras estas podrían denominarse las
acciones verticales producto de la saturación de los
suelos, mientras que las segundas, que, por ejemplo, son
las que provocan la inestabilidad de taludes en suelos
semisaturados, tiene como parámetro que se ve alterado
de un modo más determinante cuando se produce la
saturación la resistencia al corte del terreno.
Uno de los elementos más atractivos y que tienen una
mayor aplicación en los suelos semisaturados en, por lo
tanto, la predicción de la variación de la resistencia al
corte del suelo, por ser un tema que admite mucho más
estudio que las presiones verticales, más sencillas en su
casuística en su estudio.
Realizando esta comparativa con los suelos no saturados,
la ecuación de resistencia al corte es una relación que
define la resistencia al corte, en función de las variables
de estado de esfuerzos y de las propiedades del suelo.
Dichas variables de estado son las que condicionan y
guían los cambios en el estado de esfuerzos en un suelo
y las más utilizadas son tres, que son los conceptos que
se entre mezclan en la definición de los esfuerzos y que
comúnmente se confunden.
Los conceptos fundamentales que influyen en la
generación de los empujes de suelos semisaturados
son el esfuerzo total, el esfuerzo efectivo y la presión
de poros. El esfuerzo efectivo (σ - υw), es la variable
de estado que tiene una mayor importancia para las
modificaciones en el estado de esfuerzos en el suelo
saturado y la responsable de un modo directo de los
cambios de volumen y cambios de resistencia al corte.
Es muy habitual confundirse en la explicación de estos
conceptos añadiendo condicionantes tanto líquidos y
gaseosos, con relación al estado trimaterial del terreno
que se comentaba en el tema anterior, pero sin duda en
el caso en el que ocupa del estudio del terreno, es más
conveniente realizar la simplificación limitando el estudio
a los estados sólido y líquido.
Para el caso de los suelos no saturados, la envolvente de
la superficie de inestabilidad es una superficie plana en el
espacio τ, (σ – υa) y (υa − υw). Por lo tanto, esta variación
obedece a las formulaciones que aparecen en la gráfica
anterior. Sin duda, la coexistencia de muchos parámetros
ha dado pie a que distintos autores hayan apostado por
la implantación de procedimientos semi empíricos, para
poder realizar una adaptación de esta formulación tanto a
suelos no saturados como a los parcialmente saturados.
Los más destacados tienen como base la curva
característica de succión en el suelo y los parámetros de
resistencia del suelo saturado (c´ y Ф´). Estas estimaciones
que se realizan a partir de estos modelos son muy válidas y
serán tratadas en el siguiente módulo.
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Compactación de los suelos
Dentro del comportamiento general de los suelos
semisaturados, en la búsqueda de realizar una estabilización
de los parámetros, se da una de las aplicaciones prácticas
de mayor importancia, por lo extendida, como es la
compactación de los suelos. Como consecuencia de
la búsqueda de incrementar el peso específico de los
suelos se localizó la posibilidad de la utilización de medios
mecánicos para realizar dicho incremento. Esta aplicación
de métodos mecánicos consigue la consolidación de los
suelos mediante un aumento gradual del peso específico,
bajo la acción natural de sobrecargas que buscan la
expulsión del agua que interacciona con la parte sólida del
terreno. Esta acción de compactación provoca de un modo
directo una disminución de volumen, con el consiguiente
aumento del peso específico.
De una forma concatenada la consecución de estos
objetivos de disminución del volumen y aumento del
peso específico implica el aumento de resistencia
y disminución de capacidad de deformación. Las
distintas técnicas de compactación suelen aplicarse
a rellenos artificiales, presas de materiales sueltos,
diques, terraplenes para caminos y ferrocarriles, muelles,
pavimentos, entre otros, en general y ligándolo con la
explicación general que se realizaba anteriormente
de los suelos semi saturados, a todos los elementos
estructurales, tanto provisionales como definitivos, en
los que la saturación esté aportando un grado de libertad
extra en el comportamiento de estos.
Por lo tanto, la compactación es un proceso por el
cual se disminuye el índice de poros de los suelos.
Aparentemente, esto debería llevar aparejado un cambio
en su contenido de humedad, sin embargo, esto no es
así, ya que esta compactación no varía este índice y
de ahí vendría la diferencia con la desecación, que es
un proceso que tiene otros objetivos diferentes y otros
procedimientos que sí que ve alterada la humedad del
terreno. Existen, para estas operaciones, procesos
naturales de compactación, aunque de un modo
práctico, tienen mucha más importancia los procesos
artificiales, que pueden ser superficiales cuando se
requiere del uso de elementos compactadores sobre la
superficie del terreno o profundos, cuando la necesidad
es la de la mejora de los parámetros anteriormente
comentados para terrenos o rellenos existentes, de
espesor considerable.
Estos procedimientos se realizan en el interior del
terreno utilizando elementos de inspiración mecánica
pero una mayor complejidad. Procedimientos como
la vibroflotación, las columnas de grava, voladuras
o inyecciones son los que se usan en estos casos.
Es necesario notar, que como puede indicar el sentido
común, la compactación consigue su objetivo
principal en superficie con una mayor eficacia.
Su efectividad se ve reducida, a profundidad, en lo que
se refiere a la compactación en terrenos existentes.
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En el caso de obras de rellenos como tal, en el que el
material se extiende en tongadas de pequeño espesor la
compactación se realiza en muchas etapas, para que al
final de cada tongada se comporte como compactación
superficial unitaria llegando a acabados con excelentes
resultados a distintas profundidades, pero producto
de la aplicación del sistema de un modo secuencial
en distintas etapas.
Por lo tanto, la compactación es un proceso rápido a la
vez que integral. La actuación del elemento compactador
sea cual sea la metodología y la profundad de trabajo,
tiene un tiempo de actuación de segundos. El proceso,
por tanto, tiene lugar sin drenaje, con lo que no da lugar a
que se produzca expulsión de agua del interior del terreno.
Esto tiene otra consecuencia y es que, desde el punto de
vista teórico, la compactación no tendría sentido alguno
en suelos totalmente saturados, al no poder producirse
ningún cambio de volumen en ninguno de los elementos
que componen el terreno y, por consiguiente, sólo tiene
aplicación en suelos parcialmente saturados.
Ampliando los conceptos que se encuentran involucrados
dentro del proceso de compactación, al margen del peso
específico que se comentaba anteriormente que su
aumento era el objetivo principal del proceso. También
pueden valorarse la intervención de la humedad y la
densidad seca a lo largo de la totalidad del proceso.
Por un lado, la humedad es constante y la densidad seca
aumenta, al mantenerse constante el peso de sólido y
disminuir el volumen total. Durante el proceso también
varía el grado de saturación.
Agua en medio poroso
Tomando la compactación como uno de los procesos
que mayor importancia tienen dentro de la influencia
de la caracterización del suelo semisaturado, se dedica
el siguiente epígrafe al estudio de los parámetros
que mayor importancia tienen dentro de este tipo de
terrenos. Si bien, se ha comentado anteriormente que la
compactación lo que provoca es que el peso específico
del suelo aumente, a continuación, se comentan otros
parámetros de gran importancia dentro de los suelos
semi saturados y cómo la presencia en el agua en
cualquier tipo de terreno varía las mismas.
El agua con carácter general, en su interacción dentro del
terreno ingresa al suelo por infiltración. Obviamente no
todo el agua se infiltra en el terreno, sino que mientras
que parte se pierde como escorrentía en la superficie
o por evaporación y transpiración a la atmósfera, la
que penetra dentro del terreno comienza, en mayor o
menor medida, dependiendo de la composición de los
materiales y de su disposición, a interaccionar alterando
las propiedades generales del suelo. La importancia del
agua en los parámetros tiene una mayor trascendencia
en los suelos, con lo que los dos orígenes que se
han comentado tienen una menor importancia.
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La retención de agua en un suelo depende de la fuerza
capilar y la atracción molecular de las partículas.
A medida que los poros del suelo se humedecen por
completo, la fuerza capilar disminuye de modo que la
gravedad se vuelve más efectiva.
Muchas propiedades de ingeniería de suelos están muy
influenciadas por su contenido de agua, pero también
por su situación, ya que el contenido de agua en el suelo
puede cambiar por encima del nivel freático y el propio
nivel freático puede fluctuar en su posición. Estos cambios
pueden ser relativamente rápidos y están influenciados
principalmente por el tiempo y las condiciones climáticas.
En consecuencia, el efecto del agua subterránea sobre
el comportamiento del suelo puede cambiar durante el
período de construcción de una estructura, por supuesto,
mucho más durante su estado de servicio. Del mismo
modo que la presencia de agua altera las características,
su ausencia como la que se produce en las operaciones de
desagüe, también lo logra.
Dentro de las propiedades intrínsecas, la porosidad y la
permeabilidad son los dos factores más importantes
que gobiernan la acumulación, migración y distribución
de las aguas subterráneas. Sin embargo, ambas pueden
cambiar dentro de una masa de roca o suelo en el curso
de su evolución geológica. Es poco común encontrar
cambios tanto en la porosidad como en la permeabilidad
con la profundidad debido a la variación en una serie de
características, incluida la distribución del tamaño de los
poros. El tamaño real de los poros es significativo ya que,
en los poros o capilares estrechos, las fuerzas de tensión
superficial ejercen un control sobre el movimiento de fluidos.
Además, puede producirse una interacción química entre,
por un lado, el agua y los gases disueltos, y por el otro,
ciertos componentes de la roca o del suelo, en particular
la arcilla (y los minerales solubles). De un modo concreto
en lo que se hace referencia a la porosidad, además de
la distribución del tamaño de las partículas, la porosidad
también se ve afectada por la clasificación, la forma de
las partículas, el grado de compactación y cementación
y la composición mineralógica. La porosidad más alta se
alcanza comúnmente cuando todas las partículas que
componen el suelo tienen el mismo tamaño. La adición de
partículas de diferente tamaño, tal como se da en muchos
suelos aluviales, es directamente proporcional a la
cantidad agregada, a tal ensamblaje reduce su porosidad.
De manera similar, si las partículas que constituyen el
material son más angulares pueden causar un aumento
o una disminución de la porosidad. Después de que un
sedimento ha sido enterrado y endurecido, varios factores
adicionales ayudan a determinar su porosidad. Los
principales entre ellos son el espaciamiento más cercano
de las partículas, la deformación y trituración de estas, la
recristalización, el crecimiento secundario de minerales, la
cementación y, en algunos casos, la disolución.
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Por lo tanto, el cambio diagenético que sufre un terreno
puede aumentar o disminuir su porosidad original. La
porosidad de un depósito no proporciona necesariamente
una indicación de la cantidad de agua que puede ser
obtenido de allí.
Aunque una roca o un suelo puedan estar saturados,
solo una cierta proporción de agua puede eliminarse
por drenaje por gravedad o por bombeo, el resto se
mantiene en su lugar por fuerzas capilares o moleculares.
La relación entre el volumen de agua retenido y el
volumen total expresado como porcentaje se denomina
retención específica. La cantidad de agua retenida varía
directamente de acuerdo con la superficie de los poros
e indirectamente con respecto al espacio de los poros.
La relación entre la porosidad y el rendimiento específico,
por un lado, y la distribución del tamaño de partícula, por
otro, se muestra en la siguiente figura.
En los suelos, el rendimiento específico tiende a disminuir
a medida que aumenta el coeficiente de uniformidad.
El otro de los parámetros de global importancia dentro
de lo que se refiere a las características intrínsecas
del terreno, en el caso de la presencia de agua es la
permeabilidad En las aplicaciones hidráulicas ordinarias,
un terreno se denomina permeable cuando permite el
paso de una cantidad medible de fluido en un período
de tiempo finito e impermeable cuando la velocidad a la
que transmite ese fluido es lo suficientemente lenta como
para ser despreciable en condiciones de uso.
El flujo a través de una sección transversal unitaria de
material se modifica por la temperatura, el gradiente
hidráulico y la permeabilidad. Este último se ve afectado
por la uniformidad y rango de tamaño de las partículas que
forman el terreno, la forma de estas, la estratificación, la
cantidad de consolidación y cementación experimentada
y la presencia y naturaleza de discontinuidades.
Los cambios de temperatura afectan el caudal de un fluido
al cambiar su viscosidad. Se asume comúnmente que la
tasa de flujo es directamente proporcional al gradiente
hidráulico, pero esto no siempre es así en la práctica.
La permeabilidad de un material también se ve afectada
por las interconexiones entre los espacios porosos. Si
estos son muy tortuosos, la permeabilidad se reduce en
consecuencia. En consecuencia, la tortuosidad figura de
manera importante en la permeabilidad, lo que influye en
la extensión y la tasa de saturación de agua libre.
Puede definirse como la relación de la ruta total cubierta
por una corriente que fluye en el poro, canales entre dos
puntos dados a la distancia en línea recta entre ellos.
La estratificación en una formación varía dentro de límites
tanto vertical como horizontalmente. Con frecuencia es
difícil predecir qué efecto tiene la estratificación sobre la
permeabilidad de los lechos, no obstante, en la gran mayoría
de los casos en los que existe una diferencia direccional de
permeabilidad, la mayor permeabilidad es paralela al lecho.
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El agua posee tres formas de energía, energía potencial
atribuible a su altura, energía de presión debido a su
presión y energía cinética debido a su velocidad. Este
último generalmente se puede descartar en cualquier
evaluación del flujo a través de los suelos. La energía en
el agua generalmente se expresa en términos de altura.
La capacidad que posee el agua en suelos o rocas se
manifiesta por la altura a la que se elevará el agua en un
tubo vertical por encima de un dato dado.
Esta altura generalmente se conoce como nivel
piezométrico y proporciona una medida de la energía total
del agua. Si en dos puntos diferentes dentro de un área
continua de agua hay diferentes cantidades de energía,
entonces habrá un flujo hacia el punto de menor energía.
En igualdad de condiciones, la velocidad de flujo entre dos
puntos es directamente proporcional a la diferencia de
altura entre ellos. La ley básica relacionada con el flujo es
la enunciada por Darcy (1856), quién establece que la tasa
de flujo por unidad de área es proporcional al gradiente
de la altura potencial. La ley de Darcy es válida mientras
exista un flujo laminar. Las desviaciones de la ley de Darcy,
por lo tanto, ocurren cuando el flujo es turbulento, tales
condiciones surgen cuando la velocidad del flujo es alta.
El flujo turbulento puede ocurrir en medios muy
permeables, en los que el número de Reynolds
alcanza valores superiores a cuatro. En consecuencia,
generalmente se acepta que esta ley se puede aplicar
a aquellos suelos que tienen tamaños de grano más
fino que la grava. La ley de Darcy probablemente no
representa con precisión el flujo de agua a través de
un medio poroso de permeabilidad extremadamente
baja, debido a la influencia de los fenómenos
superficiales e iónicos y la presencia de gases.
Además de un aumento en la velocidad media, los otros
factores que causan desviaciones de las leyes lineales
del flujo incluyen, en primer lugar, la falta de uniformidad
de los espacios porosos, ya que la diferente porosidad
da lugar a diferencias en las tasas de filtración a través
de los poros, canales.
Un segundo factor es la ausencia de una sección de
rodaje donde el perfil de velocidad puede establecer una
distribución parabólica en estado estable. Por último, tales
desviaciones pueden desarrollarse por perturbaciones
debidas a la separación del chorro de las irregularidades
de la pared. La permeabilidad también depende de la
densidad y la viscosidad dinámica del fluido involucrado.
De hecho, la permeabilidad es directamente proporcional
al peso unitario del fluido en cuestión y es inversamente
proporcional a su viscosidad. Este último es mucho
influenciado por la temperatura. El intercambio iónico
en las superficies de arcilla y coloides puede provocar
cambios en el volumen mineral que, a su vez, afectan la
forma y el tamaño de los poros.
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Se requieren velocidades de agua subterránea de
moderadas a altas para mover coloides y partículas de
arcilla. La solución y la deposición pueden resultar de los
fluidos de los poros. Pequeños cambios de temperatura
y/o presión pueden hacer que salga gas de la solución, lo
que puede bloquear los espacios porosos.
Como siguiente elemento involucrado sería la capilaridad
de este. El movimiento capilar en el suelo se refiere al
movimiento de la humedad a través de los poros diminutos
entre las partículas del suelo que actúan como capilares.
Tiene lugar como consecuencia de la tensión superficial,
por lo que la humedad puede elevarse desde el nivel
freático. Este movimiento, sin embargo, puede ocurrir en
cualquier dirección, no solo verticalmente hacia arriba.
Ocurre siempre que la evaporación tiene lugar desde
la superficie del suelo, ejerciendo así un “tirón de
tensión superficial” sobre la humedad, aumentando las
fuerzas de tensión superficial a medida que avanza la
evaporación. En consecuencia, la humedad capilar está
en continuidad hidráulica con el nivel freático y se eleva
contra la fuerza de la gravedad, el grado de saturación
que disminuye desde el nivel freático hacia arriba.
El equilibrio se alcanza cuando las fuerzas de la gravedad
y la tensión superficial están equilibradas.
El límite que separa la humedad capilar del agua
gravitacional en la zona de saturación está, como era
de esperar, mal definido y no se puede determinar con
precisión. La zona inmediatamente por encima del nivel
freático que está saturada con humedad capilar se
denomina franja capilar cerrada, mientras que, por encima
de esta, el aire y la humedad capilar existen juntos en los
poros de la franja capilar abierta. La profundidad de la
franja capilar depende en gran medida de la distribución
del tamaño de las partículas y la densidad de la masa del
suelo, que a su vez influyen en el tamaño de los poros.
En otras palabras, cuanto menor es el tamaño de
los poros, mayor es la profundidad. Por ejemplo, la
humedad capilar puede alcanzar grandes alturas en
suelos arcillosos pero el movimiento es muy lento.
En suelos que están mal clasificados, la altura de la franja
capilar generalmente varía, mientras que en suelos de
textura uniforme alcanza aproximadamente la misma
altura. Donde el nivel freático está a poca profundidad y
la elevación capilar máxima es grande, la humedad es
atraída continuamente desde el nivel freático, debido a
la evaporación de la superficie del suelo, de modo que el
suelo más alto está cerca de la saturación.
Tensiones en el terreno
Cuando un suelo está parcialmente saturado, la presión
del aire es normalmente la atmosférica, tal y como se
comentaba anteriormente, lo normal es que salvo en
casos de confinamiento intenso a gran profundidad, la
presión del aire sea siempre despreciable en lo que se
refiere al terreno como estado trifase. Por lo tanto, la
presión del agua en los meniscos será negativa lo que
comúnmente se denomina presión capilar.
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La tensión normal vertical σz responde, por tanto, a:
Donde σz es la tensión total vertica, el término z es la
profundidad debajo de la superficie del terreno y γef – γw
son los pesos unitarios del suelo sumergido y del agua
respectivamente. A partir de esta expresión, de forma
generalizada, se describe la tensión efectiva.
Donde los términos son respectivamente la tensión total,
la efectiva y la tensión neutral, es decir la presión de poros.
De estos términos, el concepto de tensión efectiva será de
plena aplicación en el caso de tensiones normales σ, ya que,
para los esfuerzos rasantes, es decir los correspondientes
a la tensión de corte τ no es transferida por el agua con la
misma intensidad para que esta sea efectiva.
Mientras que el valor de la Tensión total se determina
usando herramientas básicas de teoría mecánica, la
tensión efectiva se obtiene a partir de la diferencia entre
la tensión total y la tensión de poros. La tensión total
depende de si el suelo está cargado por su propio peso
o por efectos externos. En cuanto a la presión de poro
se supone que para el agua que está en contacto con el
exterior, es decir, aquella agua que fluye por los poros, el
poro equivale a la presión hidrodinámica, y de otro modo
a la presión hidrostática. En los suelos parcialmente
saturados con altos grados de presión de poro, es
necesario tener en cuenta el hecho de que esta presión se
desarrolla tanto en el agua como en las burbujas de aire.
Reología
Estratos drenados
Estrato sin drenar
Corto - plazo
Tensión efectiva
Tensión Total
Largo - plazo
Tensión efectiva
Tensión efectiva
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Cuando el subsuelo se divide en diferentes unidades
de peso en cada apa horizontal, el modo de obtener la
tensión total vertical se determina integrando el peso de
todas las capas y de la presión del poro:
Donde:
σz
Tensión normal total vertical.
γ
Peso unitario del suelo.
d
Profundidad del nivel freático debajo de la
superficie.
z
Profundidad debajo de la superficie.
γw
Peso unitario del agua.
En suelos saturados, la ley de Terzaghi (σ '= σ − u ) ha
sido repetidamente comprobada y es comúnmente
aceptada. Sin embargo, no es tan claro para el caso de
saturación parcial.
Cuando se presentó el concepto de tensión efectiva, se
vio que a partir del análisis del equilibrio defuerzas que
actúan entre partículas, se puede llegar a la expresión de
la tensión intergranular, es decir la fuerza transmitida por
las partículas por unidad de área total. En el caso de un
suelo saturado, dicha tensión vale: υ ι σ = σ
Por tanto, la ley de Terzaghi puede enunciarse también
mediante la identificación de la tensión efectiva con la
intergranular. En el caso de suelo parcialmente saturado,
llamando c a la fracción del área de los poros ocupada
por el agua, se llega a: ι α (α ω ) σ = σ – υ + χ υ – υ
Bishop (1959) propuso extender a los suelos parcialmente
saturados la hipótesis anterior, es decir, tomar también
como tensión efectiva la intergranular, definida por el
algoritmo anterior. Sin embargo, esta hipótesis permite
explicar algunos fenómenos del comportamiento de
suelos semisaturados, pero no todos. Por tanto, no hay una
única función de las tensiones totales e intersticiales cuya
variación gobierne la deformación y rotura de los suelos.
Es en esta situación cuando el comportamiento de los
suelos semisaturados, en lo que se refiere a los parámetros
resistentes sería función de las tensiones totales e
intersticiales σ, ua, uw) como variables independientes.
Sin embargo, es un hecho repetidamente comprobado
que, si las tres tensiones se varían en la misma cuantía,
ello no provoca ninguna deformación apreciable.
Por tanto, la hipótesis más general es que el comportamiento
es función de dos variables tensionales independientes, en
lugar de una sola tensión efectiva. Para estas (σ − ua ) y a w
(u’ – u). Estas variables tienen un sentido físico claro, pues
la primera es la tensión total neta, es decir la referida a la del
aire y la segunda, la succión del agua.
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Por otra parte, el estado de un suelo saturado se define
mediante un único parámetro, que puede ser el índice
de poros, e. En un suelo parcialmente saturado, ello no
basta para definir el estado del suelo, pues se precisa
también definir el porcentaje de poros que está lleno de
agua, para lo que puede usarse el grado desaturación, Sr.
Por lo tanto, en el caso del diagrama edométrico, que en
suelos saturados es un plano e-s', en suelos parcialmente
saturados pasa a tener cuatro dimensiones, haciendo
una enumeración; dos de estas dimensiones que se
refieren a las tensiones y otras dos en referencia a las de
deformación o estado (e y Sr). La curva edométrica se
convierte en dos superficies de estado, una para el índice
de poros y otra para el grado de saturación, ambas en
función de las tensiones significativas.
Comportamiento del
agua en suelos y rocas
A lo largo de todo el tema se ha comprobado que el
efecto de la saturación parcial influye, dependiendo
del terreno, en distintos parámetros resistentes.
Este comportamiento variable se caracteriza por
comprometer distintos parámetros dependiendo dos
factores fundamentales, por un lado, la composición del
suelo y por otro la variabilidad de la presencia de agua.
Es necesario, por tanto, conocer el comportamiento
general de cada uno de los terrenos en el caso de estar
saturados parcialmente. En el caso de los suelos los
depósitos de arcilla se ven muy afectado por el contenido
total de humedad y por la energía con la que se retiene esta
humedad. Por ejemplo, el contenido de humedad influye
en su densidad, consistencia y resistencia. La energía con
la que se retiene la humedad influye en sus características
de cambio de volumen, ya que el hinchamiento, la
contracción y la consolidación se ven afectados por la
permeabilidad y la variabilidad de la humedad.
Además, dicha variabilidad de la humedad puede dar
lugar a un movimiento diferencial en suelos arcillosos.
Los gradientes que la generan en las arcillas pueden
deberse a variaciones de temperatura, grado de saturación
y composición química o concentración de las soluciones
de los poros. Suele haber una reducción generalizada
de la porosidad y, por tanto, también una reducción del
contenido de humedad, con el aumento de la edad y la
sobrecarga previa. En otro tipo de suelo, además de en
cualquier tipo de roca, el problema no existe.
Por último, hay que señalar que, como ejemplo de esta
variación de los parámetros, los límites de Atterberg o
de consistencia de los suelos cohesivos se basan en
el concepto de que pueden existir en cualquiera de los
cuatro estados dependiendo de su contenido de agua.
Estos límites también están influenciados por la cantidad
y el carácter del contenido de minerales arcillosos.
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En otras palabras, un suelo cohesivo es sólido cuando
está seco, pero a medida que se agrega agua, primero se
convierte en un semisólido, luego en un plástico y finalmente
en un estado líquido. El contenido de agua en los límites
entre estos estados se denomina límite de contracción,
límite de plástico y límite de líquido, respectivamente.
Resumen
Todo lo relacionado con la mecánica del suelo se
vuelve más complejo cuando se acerca a la realidad.
Lo comentado anteriormente se refería a situaciones
teóricas y empujes de suelos en estado ideal. Como se decía
en la lección anterior, en el suelo interactúan las partículas
sólidas con otros elementos normalmente líquidos.
Los estudios de los suelos parcialmente saturados son,
por tanto, los casos más probables, ya que en la columna
de cálculo o de influencia sobre cualquier estructura los
niveles con presencia de agua se van alternando o son
variables. Esta variabilidad puede ir desde los casos de
ascensión capilar en suelos de grano fino, donde alcanza
hasta centenares de metros, hasta la influencia del nivel
freático que no suele superar las pocas decenas de metros.
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