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Materiais Envolvidos na Estabilização de Solos com Cal 3.3 3.1 INTRODUÇÃO A correcta estabilização de solos com aditivos implica algum conhecimento acerca das características e comportamento dos solos, e em especial dos solos argilosos, visto que a sua reactividade ao Óxido de Cálcio permite retirar elevados benefícios de uma eventual estabilização com cal. É também importante conhecer as características do aditivo a utilizar, e que neste caso será a cal. Neste capítulo são descritos os materiais normalmente envolvidos no processo de estabilização de um solo com cal. Visto que neste trabalho se pretende conhecer a resposta dos solos residuais graníticos à estabilização com cal, são ainda abordadas algumas das principais características dos solos residuais, bem como o seu processo de formação e classificação. No que diz respeito aos solos argilosos são descritas todas as propriedades que, de alguma forma, interferem no seu comportamento. A maioria destas propriedades devem-se à natureza mineralógica do solo, cujo entendimento é indispensável para a obtenção duma mistura solo/cal capaz de responder às solicitações impostas. A última parte deste capítulo é dedicada à caracterização dos vários tipos de cal, disponíveis no mercado, sendo realçadas as propriedades que mais influenciam o fenómeno da estabilização. A cal hidráulica é alvo de especial atenção visto tratar-se do tipo de cal mais utilizada correntemente na estabilização de solos. 3.2 CLASSIFICAÇÃO, FORMAÇÃO E PROPRIEDADES DOS SOLOS RESIDUAIS 3.2.1 INTRODUÇÃO O conceito de solo depende da formação científica de quem se interessa por este material e dos objectivos que se pretendem alcançar com o seu estudo. Segundo Craig (1992) o solo é, para o engenheiro civil, qualquer acumulação não cimentada ou fracamente cimentada de partículas minerais formadas a partir da decomposição das rochas. Os espaços vazios entre estas partículas estão preenchidos por água e/ou ar. Se os produtos da decomposição da rocha se mantêm no local irão constituir um solo residual. Se por outro lado

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  • Materiais Envolvidos na Estabilizao de Solos com Cal

    3.3

    3.1 INTRODUO

    A correcta estabilizao de solos com aditivos implica algum conhecimento acerca das caractersticas e

    comportamento dos solos, e em especial dos solos argilosos, visto que a sua reactividade ao xido de Clcio

    permite retirar elevados benefcios de uma eventual estabilizao com cal. tambm importante conhecer as

    caractersticas do aditivo a utilizar, e que neste caso ser a cal. Neste captulo so descritos os materiais

    normalmente envolvidos no processo de estabilizao de um solo com cal. Visto que neste trabalho se

    pretende conhecer a resposta dos solos residuais granticos estabilizao com cal, so ainda abordadas

    algumas das principais caractersticas dos solos residuais, bem como o seu processo de formao e

    classificao.

    No que diz respeito aos solos argilosos so descritas todas as propriedades que, de alguma forma, interferem

    no seu comportamento. A maioria destas propriedades devem-se natureza mineralgica do solo, cujo

    entendimento indispensvel para a obteno duma mistura solo/cal capaz de responder s solicitaes

    impostas.

    A ltima parte deste captulo dedicada caracterizao dos vrios tipos de cal, disponveis no mercado,

    sendo realadas as propriedades que mais influenciam o fenmeno da estabilizao. A cal hidrulica alvo

    de especial ateno visto tratar-se do tipo de cal mais utilizada correntemente na estabilizao de solos.

    3.2 CLASSIFICAO, FORMAO E PROPRIEDADES DOS SOLOS RESIDUAIS

    3.2.1 INTRODUO

    O conceito de solo depende da formao cientfica de quem se interessa por este material e dos objectivos

    que se pretendem alcanar com o seu estudo. Segundo Craig (1992) o solo , para o engenheiro civil,

    qualquer acumulao no cimentada ou fracamente cimentada de partculas minerais formadas a parti r da

    decomposio das rochas. Os espaos vazios entre estas partculas esto preenchidos por gua e/ou ar. Se

    os produtos da decomposio da rocha se mantm no local iro constituir um solo residual. Se por outro lado

  • Captulo 3

    3.4

    so transportados e depositados noutro local iro constituir um solo transportado, sendo que os agentes

    causadores deste fenmeno so a gravidade, o vento, a gua, entre outros processos geolgicos. J o

    Vocabulrio de Estradas e Aerdromos do LNEC (1962, in Nascimento, 1974), define o solo como o conjunto

    natural de partculas minerais que podem ser separadas por agitao na gua; os vazios entre as partculas

    contm gua e ar, separada ou conjuntamente. As variaes fsicas e qumicas de um solo com a

    profundidade do origem aos horizontes do solo, que no seu conjunto so normalmente designados como

    perfil do solo.

    A transio entre rocha e solo ocorre de forma gradual, verificando-se normalmente um comportamento misto

    do macio, com caractersticas de solo e de rocha. Tal verifica-se quer durante a formao dos solos

    residuais, na primeira fase do processo de meteorizao; quer no processo de formao dos solos

    aluvionares, durante a fase de diagnese.

    Para uma clara compreenso dos princpios e mecanismos desenvolvidos durante o processo de

    estabilizao de um solo fundamental o seu conhecimento adequado. Na execuo de projectos

    relacionados com os solos surgem problemas no encontrados em outros materiais utilizados na construo,

    o que se deve sobretudo sua heterogeneidade.

    Um aspecto importante para o desenvolvimento deste trabalho o entendimento das particularidades dos

    solos residuais, substancialmente diferentes das caractersticas dos solos transportados. Uma definio

    concensual de solo residual ser, segundo Blight (1997), a seguinte: solo derivado da decomposio in situ

    da rocha me e que no foi movido do seu local de origem. Qualquer processo de decomposio que

    converta rocha em solo consistir numa transio gradual sem um ponto claramente definido em que a rocha

    se transforma em solo. O termo saprlito usado com alguma frequncia para descrever ou classificar

    solos residuais cujas caractersticas estruturais foram claramente herdadas da rocha me.

    As caractersticas especficas dos solos residuais, que os distinguem dos solos transportados, so

    normalmente atribudas presena de minerais argilosos especficos, e/ou a particularidades da prpria

    estrutura, como a presena de fragmentos de rocha fracamente alterada, ou mesmo intacta,

    descontinuidades e outras fontes de fragilidade estrutural, e ligaes inter-partculas.

  • Materiais Envolvidos na Estabilizao de Solos com Cal

    3.5

    3.2.2 CLASSIFICAO DOS SOLOS RESIDUAIS

    As caractersticas de um solo residual podem ser agrupadas nas categorias gerais de estrutura e

    composio. A composio refere-se ao material de que feito o solo, e inclui o tamanho e forma das

    partculas e especialmente a composio mineralgica da fraco fina. A composio pode ser dividida em

    composio fsica (percentagem de rocha no meteorizada, distribuio do tamanho das partculas, entre

    outras) e composio mineralgica (Blight, 1997).

    A estrutura refere-se s caractersticas especficas do solo no seu estado natural no perturbado e pode ser

    subdividido em duas grandes categorias: macro-estrutura (inclui todas as particularidades visveis ao olho

    humano, como as descontinuidades e fissuras) e micro-estrutura (que inclui ligaes interpartculas,

    agregao de partculas, tamanho e forma dos vazios) (Blight, 1997).

    Existem aspectos e caractersticas especiais nos solos residuais que no so adequadamente contempladas

    pelos mtodos convencionais de classificao de solos, como o Sistema Unificado de Classificao de

    Solos, e que justificam a existncia de um mtodo alternativo para a sua classificao. Entre esses aspectos

    destacam-se os seguintes:

    1. A minerologia da fraco argilosa de alguns solos tropicais e subtropicais proporciona-lhes algumas

    caractersticas no compatveis com aquelas normalmente associadas aos solos considerados nos

    sistemas de classificao mais utilizados;

    2. O macio de solo residual pode apresentar uma variao de materiais que vai de um solo puro at

    uma rocha mole, dependendo do grau de decomposio, o que no pode ser descrito de forma

    adequada atravs dos sistemas existentes baseados em solos transportados e em climas

    temperados;

    3. Os mtodos convencionais de classificao de solos focam sobretudo as propriedades do solo num

    estado remexido, o que normalmente enganoso num solo residual, em que as propriedades so

    mais fortemente influenciadas pelas caractersticas estruturais, herdadas da rocha me ou

    desenvolvidas pelo processo de decomposio, e que s in situ podem ser correctamente avaliadas.

  • Captulo 3

    3.6

    Alm dos aspectos referidos ser ainda importante referir que conceitos clssicos como a granulometria de

    um solo ou o tamanho de uma partcula no so aplicveis a vrios tipos de solos residuais. As partculas de

    um solo residual consistem frequentemente de agregados ou cristais de matria mineral decomposta que se

    tornou cada vez mais fina medida que o solo foi sendo manipulado. O que parece ser, in situ, um cascalho

    arenoso pode deteriorar-se progressivamente at se transformar num solo silto-arenoso durante as fases de

    escavao, mistura e compactao. Se no caso de um solo transportado, a permeabilidade pode muitas

    vezes ser relacionada com a sua granulometria, num solo residual, e devido aos motivos enunciados, esta

    relao no pode ser estabelecida (Blight, 1997).

    3.2.3 FORMAO DE UM SOLO RESIDUAL

    Normalmente a formao de solos residuais ocorre a partir de rochas metamrficas ou gneas, mas no

    raro encontrar solos residuais formados a partir de rochas sedimentares. Os processos qumicos e fsicos

    esto to relacionados na formao de solos residuais, que no verdadeiramente possvel isolar a aco de

    um deles. Todos os tipos de rochas permitem a formao de um solo residual tpico. A sua composio vai

    depender do tipo e composio mineralgica da rocha original. O quadro 3.1 refere alguns exemplos.

    Os granitos tm famlias de diaclases onde se verifica frequentemente a percolao da gua infiltrada,

    comeando a a alterao da rocha (Martins, 1989). Segundo Fonseca (1989), a referida percolao inicia o

    processo de decomposio in situ da rocha grantica, devida essencialmente meteorizao e lixiviao, e

    especialmente meteorizao dos feldspatos alcalinos e plagioclases, onde intervm tambm agentes

    oxidantes e alguns ferromagnesianos, que do normalmente lugar a um solo arenoso de colorao branco-

    amarelada.

    TIPO DE ROCHA COMPOSIO MINERAL TIPO DE SOLO COMPOSIO

    BASALTO PLAGIOCLASE, PIROXENAS ARGILOSO ARGILA

    QUARTZITO QUARTZO ARENOSO QUARTZO

    FILITOS SERICITE ARGILOSO ARGILA

  • Materiais Envolvidos na Estabilizao de Solos com Cal

    3.7

    GRANITO QUARTZO, FELDSPATO, MICA ARENO-ARGILOSO QUARTZO, ARGILA

    CALCRIO CALCITE ARGILOSO ARGILA

    Quadro 3.1: Solos residuais em funo do tipo de rocha

    (adaptado de Chiossi, 1979)

    Os minerais assim formados vo diminuindo de tamanho, ao contrrio dos mais resistentes (como os de

    quartzo) que permanecem inalterados, transformando-se lenta e gradualmente em silte e argila,

    especialmente caulinite. Numa fase avanada da decomposio podem mesmo formar-se jazigos de

    caolino, nos quais j no se reconhecem vestgios da rocha me.

    Para que um solo residual profundo se desenvolva, a evoluo da taxa de decomposio no sentido da

    gravidade, ter de exceder a velocidade com que so removidos, atravs da eroso, os produtos dessa

    decomposio (Blight, 1997).

    A topografia controla a taxa de decomposio visto determinar, em parte, a quantidade de gua disponvel e a

    velocidade com que esta se move no solo. Controla igualmente a idade do perfil de solo residual ao ser

    determinante na velocidade da eroso que remove o material decomposto da superfcie. pois normal que os

    mais profundos perfis de solos residuais se encontrem geralmente em vales ou em taludes suaves e no em

    terrenos elevados ou taludes bem demarcados (Blight, 1997).

    Van der Merwe (1965, in Blight, 1997) levou a cabo um estudo sobre solos residuais provenientes de rochas

    gneas em encostas. Numa anlise de perfis de solo decomposto obtidos em trs locais diferentes chegou

    concluso que os factores predominantes, para alm do clima e da pluviosidade, no desenvolvimento dos

    minerais de argila eram a topografia local e a drenagem interna do macio. Amostras retiradas dum local

    elevado apresentava caulinite e vermiculite como minerais argilosos predominantes. Um local menos elevado

    originou uma sequncia de decomposio de clorite, vermiculite, montmorilonite e caulinite. No terceiro

    local, plano, com drenagem praticamente inexistente, a decomposio no pde prosseguir at originar

    caulinite, sendo dessa forma a montmorilonite o mineral predominante. Este estudo indicava que uma boa

  • Captulo 3

    3.8

    drenagem interna e uma elevada pluviosidade so favorveis ao desenvolvimento da caulinite enquanto

    estratos planos e ms condies de drenagem favorecem a formao de montmorilonite.

    A topografia controla tambm a drenagem da rea. Variaes locais na topografia influenciam a quantidade

    de humidade retida e a posio e configurao do nvel fretico, o que reala a influncia da topografia na

    profundidade de penetrao da maioria dos processos de decomposio qumica. Sob condies de boa

    drenagem a topografia controla a extenso do processo de lixiviao, um mecanismo essencial na

    decomposio da rocha. Granitos residuais altamente decompostos so mais porosos, e consequentemente

    mais compressveis, em zonas em que a precipitao anual (e consequentemente a lixiviao) maior.

    3.2.4 CARACTERSTICAS GERAIS DOS SOLOS RESIDUAIS

    O processo de desenvolvimento de um perfil de solo residual extremamente complexo e difcil de

    generalizar. evidente que, h excepo de algumas generalizaes vlidas, difcil relacionar as

    propriedades de um solo residual directamente com a rocha me. Cada situao requer consideraes

    prprias e raramente possvel extrapolar a partir de experincias anteriores, mesmo que a geologia da rocha

    original seja semelhante (Blight, 1997).

    O solo residual ser assim constitudo essencialmente por uma estrutura peculiar de cristais, fragmentos de

    rocha mais ou menos alterada e uma matriz fina de maior ou menor capacidade de cimentao. Esta

    capacidade depende por sua vez da percentagem de partculas argilosas de caractersticas coloidais e do

    grau de alterao da rocha.

    Quando o solo se encontra nas condies naturais essa estrutura preservada, apresentando mesmo

    ndices de vazios elevados. Nas estaes secas a matriz coloidal seca e comporta-se como um cimento,

    conferindo uma elevada coeso ao solo. Com as chuvas, e o consequente aumento do grau de saturao, a

    matriz argilosa humidificada, perdendo assim a funo estabilizadora (Fonseca, 1989). O mesmo autor

    provou contudo que esta coeso (efectiva) se mantm mesmo em condies de total saturao do solo.

  • Materiais Envolvidos na Estabilizao de Solos com Cal

    3.9

    Ao longo da evoluo de um solo residual a partir de uma rocha s, verifica-se uma crescente perda de

    resistncia e aumento da deformabilidade. tambm notvel a variao na granulometria devido

    decomposio dos minerais mais instveis e a estrutura de cimentao desenvolvida (Lemos e Pais, 2000).

    As mutaes qumicas e sequncias de minerais formadas durante a decomposio so extremamente

    complexas. Conforme j referido, Van der Merwe (1965, in Blight, 1997) mostrou que se desenvolveram solos

    vermelhos base de caulinite em boas situaes de drenagem, enquanto que em situaes de fraca

    drenagem se desenvolveram, a partir da mesma rocha me, argilas negras base de montmorilonite.

    Como a decomposio avana a partir da superfcie para o interior, a partir de juntas no macio e outros

    percursos de percolao, a intensidade da decomposio reduz-se com a profundidade e com a diminuio

    da intensidade das fissuras. Em perfis residuais obtidos a partir de rochas gneas, blocos de rocha slida so

    muitas vezes encontrados enclausurados dentro de blocos de rocha decomposta. Tipicamente, um perfil de

    solo residual estar dividido em trs zonas distintas, conforme ilustrado na figura 3.1.

    MODERADAMENTE

    ZONA

    INTE

    RMD

    IA

    ALTERADA

    ZON

    A IN

    FER

    IOR

    ROCHA INTACTA

    LIGEIRAMENTE

    (50 a 90% de rocha)ALTERADA

    ALTERADA

    ALTAMENTE

    SOLO

    ZONA

    SUP

    ERIO

    R

    CAMADA VEGETAL

    COMPLETAMENTE

    ALTERADA

  • Captulo 3

    3.10

    Figura 3.1: Perfil tpico de um solo residual

    (adaptado de Blight, 1997)

    A zona superior consiste num solo altamente decomposto e lixiviado, frequentemente remexido por animais e

    insectos ou pelo cultivo do terreno. Esta zona estar sempre sujeita a alguns processos de transporte. A zona

    intermdia consiste igualmente em material altamente decomposto mas exibe j algumas caractersticas da

    estrutura da rocha me e pode inclusive conter blocos macios. Os solos saprolticos possuem a resistncia

    e consistncia tpicas de um solo, mas retm parte das caractersticas fsicas da rocha me, algo alteradas

    mas ainda reconhecveis, podendo ocorrer em perfis com praticamente qualquer profundidade (Blight, 1997).

    Segundo Blight (1997), designam-se por lateritos os solos residuais altamente decompostos e alterados,

    com baixos valores de slica, que contm concentraes suficientes de ferro e alumnio com algum grau de

    cimentao. Estes sais so resultantes do ferro ou alumnio existentes em zonas com nvel fretico prximo da

    superfcie. Normalmente, e devido ao seu processo de formao, os lateritos ocorrem praticamente

    superfcie. Constituem ainda um ptimo material para a construo de estradas e aterros, sendo muito

    procurados para esse efeito. Podem igualmente formar excelentes estratos de fundao, de elevada

    resistncia e baixa compressibilidade (Blight, 1997).

    Martins (1989) considera tambm que se o teor em quartzo dos solos residuais granticos for elevado, estes

    podem ser utilizados em aterros ou fundaes. Isto porque se o grau de decomposio no for muito elevado,

    o saibro resultante ser um material no plstico, que permite boas compactaes. De outro modo no

    possuem caractersticas geotcnicas aceitveis. Alm disso, perdem resistncia quando em contacto com a

    gua, podendo no entanto atingir elevadas densidades se compactados no teor ptimo de Proctor.

    3.3 PROPRIEDADES DOS SOLOS ARGILOSOS

    3.3.1 INTRODUO

    O termo argila caracteriza, do ponto de vista da engenharia geotcnica, uma massa de solo cujo dimetro

    equivalente inferior a 2? . Mas as partculas de argila possuem outras particularidades, para alm do

  • Materiais Envolvidos na Estabilizao de Solos com Cal

    3.11

    tamanho, que as distinguem de um silte ou de uma areia. De facto, as elevadas superfcies especficas e a

    carga negativa da estrutura base de silicatos dos seus minerais conferem propriedades muito peculiares s

    argilas.

    Enquanto que nas fraces granulomtricas do silte e da areia a relao entre a rea superficial das

    partculas e a sua massa relativamente pequena, na fraco argilosa esta relao pode atingir vrias

    centenas de m2/g. Esta particularidade das argilas resulta do efeito combinado da pequena dimenso das

    suas partculas e da sua morfologia planar ou fibrosa (Gillot, 1987, in Neves, 1993).

    A carga elctrica negativa associada aos minerais argilosos deve-se a imperfeies, de natureza elctrica, da

    sua estrutura cristalina, originadas por fenmenos de substituio isomrfica, adsoro de ies, entre outros.

    Estas imperfeies so responsveis pelo desequilbrio elctrico que ocorre nos cristais dos minerais de

    argila (Neves, 1993).

    Os compostos de silcio, oxignio e alumnio constituem a base dos componentes mineralgicos dos silicatos

    (que constituem 99% da crosta terrestre) e, particularmente, das argilas. Segundo Neves (1993), embora

    sejam possveis muitas ligaes entre os tomos dos elementos, de modo a formar os minerais, algumas so

    praticamente inexistentes, enquanto outras so muito frequentes.

    3.3.2 OS MINERAIS ARGILOSOS

    As reaces obtidas quando se adiciona cal a um solo argiloso, so na sua grande maioria obtidas custa

    dos minerais presentes neste tipo de solos. A identificao do tipo de mineral argiloso presente no solo

    constitui, no processo de estabilizao, um importante factor de influncia, visto que a estabilidade do volume,

    a coeso e especialmente a referida reaco estabilizao dele dependem directamente. Assim, o tipo de

    mineral constitui um diagnstico acerca do comportamento do solo mais completo do que a plasticidade,

    perdendo apenas em importncia para a granulometria.

    3.3.2.1 UNIDADES CRISTALINAS BSICAS

  • Captulo 3

    3.12

    Os minerais argilosos so normalmente silicatos de alumnio, ferro e magnsio formados por duas unidades

    cristalinas bsicas:

    ? Unidade Tetradrica de slica e oxignio, na qual um tomo de slica est rodeado por quatro tomos

    de oxignio (Figura 3.2);

    ? Unidade Octadrica, com um tomo de alumnio ou magnsio rodeado por seis ies hidrxilo

    (Figura 3.3).

    O exame das valncias mostra que as unidades bsicas referidas no podem existir isoladamente visto no

    serem electricamente neutras. Os tetraedros e os octaedros agrupam-se formando conjuntos planos (folhas

    ou lminas), em que os tetraedros se dispem de tal forma que os oxignios das suas bases se encontram no

    mesmo plano, sendo que um destes faz parte, em simultneo, de dois tetraedros (Figura 3.4a).

    Figura 3.2: Unidade tetradrica de slica e oxignio

    TOMO DE SLICA

    TOMOS DE OXIGNIO

    TOMO DE ALUMNIO OU MAGNSIO

    IES HIDRXILO

  • Materiais Envolvidos na Estabilizao de Solos com Cal

    3.13

    Figura 3.3: Unidade octadrica de alumnio ou magnsio

    As unidades tetradricas combinadas formam uma folha de slica. Cada tomo de slica, com uma valncia

    positiva de 4 est ligado a quatro tomos de oxignio com uma valncia negativa total de 8. No entanto, cada

    um dos tomos de oxignio localizados na base da unidade tetradrica est ligado a dois tomos de slica, o

    que equilibra as cargas elctricas na base de cada tetraedro, restando apenas o tomo de oxignio do topo

    para ser equilibrado por uma carga negativa.

    J os octaedros organizam-se de forma a dividirem os ies hidrxilo (Figura 3.4b). As unidades octadricas

    combinadas formam uma folha de gibsite, se o io metlico o alumnio. Se o io metlico da unidade

    octadrica o magnsio, os conjuntos de unidades octadricas designam-se por folhas de brucite (ou

    hidrxido natural de magnsio).

    Figura 3.4: (a) Camada tetradrica (b) Camada octadrica

    3.3.2.2 DESCRIO DOS PRINCIPAIS MINERAIS ARGILOSOS

    (a) (b)

  • Captulo 3

    3.14

    Quando as folhas de slica esto sobrepostas com folhas octadricas, os tomos de oxignio substituem os

    hidrxilos de modo a satisfazer as ligaes de valncia. Tal acontece porque as folhas de tetraedros no so

    electricamente neutras o que, conjuntamente com o facto dos espaamentos entre os ies das unidades

    bsicas serem praticamente iguais, conduz ao estabelecimento de ligaes entre as folhas de tetraedros e de

    octaedros, formando dois tipos de estruturas tpicas:

    ? Estrutura de duas camadas constituda por duas folhas (Figura 3.5), uma de tetraedros e outra de

    octaedros, servindo de base formao dos minerais de camada dupla de que so exemplo a

    caulinite ou a haloisite; as ligaes entre estas folhas duplas so de hidrognio (quando um tomo de

    hidrognio de uma molcula ou cristal ocupa uma posio adjacente a um tomo de oxignio de

    outra molcula ou cristal estabelece-se uma ligao molecular entre os tomos de hidrognio e

    oxignio que se designa por ligao de hidrognio);

    ? Estrutura de trs camadas: constituda por uma folha de octaedros envolvida em duas de silica, sendo

    que os minerais deste tipo mais comuns so as montmorilonites e as ilites; as camadas de ilite esto

    ligadas por tomos de potssio e a carga negativa que permite a ligao aos tomos de potssio

    resulta da substituio de alguns tomos de silica por tomos de alumnio nas folhas tetradricas, o

    que constitui a designada substituio isomrfica, visto tratar-se de uma substituio sem alterao

    da forma cristalina (Figura 3.6a); as montmorilonites possuem uma estrutura semelhante das ilites

    com uma importante diferena que consiste no facto das ligaes no serem asseguradas por ies

    de potssio, o que permite a atraco de grandes quantidades de gua para o espao entre as

    camadas triplas, originando no s ligaes mais fracas como grandes variaes de volume do

    cristal de montmorilonite (Figura 3.6b); as ligaes de hidrognio no so possveis nos minerais com

    estrutura de trs camadas porque nas faces destas camadas situam-se sempre ies de oxignio.

    CAMADA ELEMENTAR DE CAULINITE UM DETERMINADO NMERO DE CAMADAS DE CAULINITE

    DE CAULINITE FORMAM UMA PARTCULA

    OCT

    TET CAMADA TETRADRICA

    CAMADA OCTADRICA

    TET

    TET

    TET

    OCT

    OCT

  • Materiais Envolvidos na Estabilizao de Solos com Cal

    3.15

    Figura 3.5: Modelo estrutural de duas camadas (estrutura simblica para a caulinite)

    As ligaes entre estruturas so claramente mais frgeis do que as ligaes de valncia primria existentes

    entre os ies que formam cada uma das estruturas bsicas, o que justifica a forma plana das partculas

    argilosas. As estruturas cristalinas destes minerais so, na prtica, algo desviadas dos modelos ideais aqui

    descritos, sendo que estes defeitos so mais frequentes na montmorilonite ou na ilite, do que num mineral

    mais estvel como a caulinite.

    Figura 3.6: Modelo estrutural de trs camadas [estrutura simblica para a ilite (a) e montmorilonite (b)]

    Das vrias centenas de minerais encontrados nas fraces mais finas de silte e argila dos solos, apenas

    necessria a identificao de dez ou menos para propsitos de engenharia. Esta identificao pode ser feita

    atravs do mtodo da difraco de raios x, embora em muitos casos possa ser obtida por simples observao.

    ILITE MONTMORILONITE

    IES DE POTSSIO

    (LIGAES FRACAS)

    CAMADA DE GUA

    (LIGAES FORTES)

    CAMADA DE GUA

    TET

    OCT

    TET

    TET

    TET

    TET

    OCT

    TET

    TET

    OCT

    TET

    OCT

    TET

    TET

  • Captulo 3

    3.16

    Os elementos qumicos mais frequentes num mineral argiloso so: oxignio, silcio, alumnio, ferro, magnsio,

    potssio e sdio. Estes elementos, no estado inico, assemelham-se a esferas que se agrupam segundo 7

    modelos estruturais tridimensionais. Essas esferas constituem as unidades construtoras dos minerais

    argilosos e o nmero de modelos que podem formar origina a considerao de 7 grupos diferentes nos

    minerais argilosos cristalinos. Cada grupo compreende vrias espcies, que devem a sua multiplicidade

    sobretudo substituio atmica isomrfica, muito comum nos minerais argilosos.

    Seis dos sete grupos de minerais argilosos, todos silicatos, tm modelos estruturais organizados em folhas e

    camadas, donde a designao de filossilicatos. A estrutura do stimo grupo tem a forma de fita e designado

    por grupo dos minerais interestratificados (Gomes, 1986). Em seguida descrevem-se os trs grupos mais

    comuns: o grupo da caulinite, o da ilite e o da montmorilonite.

    3.3.2.2.1 GRUPO DA CAULINITE

    A difraco de raios-x revela que, neste grupo, o espaamento entre camadas estruturais consecutivas de 7

    (1=10-10m) e cada camada estrutural constituda pela associao duma folha tetradrica de slica com

    uma folha octadrica de gibsite ou com uma folha octadrica de brucite. Existem em mdia 40 a 50 camadas

    estruturais num cristal de caulinite.

    A ligao entre camadas estruturais adjacentes feita por ligaes de hidrognio entre tomos O -2 e grupos

    de OH- de planos atmicos justapostos. A energia de ligao varivel de espcie para espcie, mas entre

    500C e 700C todas elas so eliminadas. A composio qumica terica dum cristal de caulinite a seguinte:

    39.8% de Al2O3, 46.3% de SiO2 e 13.9% de H2O.

    Micrografias de caulinites obtidas por Gomes (1986), com o microscpio electrnico, revelam cristais

    lamelares de dimenso mdia entre 0.5 e 1? , geralmente com formas regulares pseudo-hexagonais. Existem

    contudo certas caulinites em que o dimetro dos seus cristais individuais pode ser bastante superior ou

    inferior a estes valores. Em mdia a relao dimetro/espessura dos cristais de caulinite prxima de 25.

  • Materiais Envolvidos na Estabilizao de Solos com Cal

    3.17

    3.3.2.2.2 GRUPO DA ILITE

    O modelo estrutural correspondente a este grupo compreende duas folhas tetradricas de slica com uma

    folha octadrica no meio cujo io pode ser de Al3+, Fe3+, Fe2+ ou Mg2+. Os minerais do grupo da Ilite so os

    mais frequentes nas argilas. As suas estruturas assemelham-se s das micas macroscpicas, das quais em

    regra derivam por diviso fsica e alterao qumica. A morfologia evidencia lamelas de forma alongada e

    bordos geralmente irregulares, com dimetros que normalmente se situam entre 0.1 e 2?m. O espaamento

    entre camadas estruturais consecutivas de 10 , e as camadas esto ligadas umas s outras, em regra, por

    ies de potssio (Gomes, 1986).

    3.3.2.2.3 GRUPO DA MONTMORILONITE

    Este grupo tambm conhecido por grupo da esmectite, por forma a evidenciar a estrutura esmctica ou

    lamelar. As esmectites compreendem vrias espcies distribudas por dois subgrupos: um dioctadrico, ao

    qual pertence a montmorilonite, e outro trioctadrico. A estrutura das esmectites constituda por duas folhas

    tetradricas de slica que limitam uma folha octadrica em que o catio coordenado normalmente o Al3+ ou

    o Mg2+. Os cristais de montmorilonite so de dimenses muito reduzidas (em mdia 0.15 ?m), tm espessura

    muito mais fina do que a ilite e a caulinite, e limites muito irregulares.

    Entre as camadas estruturais existem molculas de gua com arranjos orientados e regulares, coordenando

    caties permutveis, podendo dar lugar a certas molculas orgnicas. A ligao entre camadas devida s

    foras de Van der Walls (Captulo 3.2.2.11). O espaamento entre camadas estruturais adjacentes pode assim

    variar entre 10 e 17.5 .

    As molculas de gua situam-se particularmente no espao entre camadas estruturais, e ou hidratam os

    caties de troca, ou esto adsorvidas nas superfcies internas e externas dos cristais, podendo ser eliminadas

    a temperaturas entre 120-300C. A ligao frouxa entre as camadas estruturais e a natureza e o grau de

  • Captulo 3

    3.18

    substituio isomrfica tornam fcil a clivagem em meio lquido dos pequenos cristais de montmorilonite

    (Gomes, 1986).

    3.3.2.3 IDENTIFICAO DE MINERAIS ARGILOSOS POR DIFRACO DE RAIOS X

    Esta tcnica permite uma anlise no destrutiva, rpida e com vrios modos de preparao de espcimes de

    ensaio. Fornece informaes precisas e detalhadas quanto caracterizao, qualificao e quantificao

    dos minerais presentes numa argila, no permitindo porm a anlise de minerais no cristalinos ou

    fracamente cristalinos (Gomes, 1986).

    A difraco consiste no espectro que os diferentes planos estruturais, pertencentes a outros tantos tipos de

    minerais argilosos, desenvolvem quando bombardeados por raios x. Como cada mineral possui a sua

    estrutura prpria, e cada uma destas estruturas responde de forma diferente aos raios emitidos, possvel

    comparar o perfil obtido com os picos j identificados para cada um dos minerais conhecidos. Mesmo uma

    complexa mistura de minerais diferentes no inibe a identificao de cada mineral. Porm, a questo da

    representatividade das amostras analisadas pode ser complicada, pelo que devem ser respeitados os

    procedimentos j estabelecidos (Gomes, 1986).

    Antes de analisadas, algumas amostras necessitam de pr-tratamentos destinados a melhorar a definio dos

    difractogramas. Entre esses tratamentos inclui-se a extraco de matria orgnica, de xidos e hidrxidos de

    ferro ou carbonatos.

    A radiao K? Cu, monocromatizada por filtro de Ni ou por cristal, utilizada na obteno da difraco de raios

    x. A velocidade de rotao do gonimetro (Vg = 1 ou 2/min), a velocidade do papel onde feito o registro (Vp

    = 600 ou 800mm/h), os factores de escala e a constante tempo so ajustveis consoante a sensibilidade

    pretendida no registro grfico (Gomes, 1986).

    A difraco obtida atravs da incidncia de raios x sobre a amostra de argila, que pode estar numa das

    seguintes situaes: seca e moda; diluda em gua, dispersa mecanicamente, passada no peneiro ASTM

  • Materiais Envolvidos na Estabilizao de Solos com Cal

    3.19

    400 e ento seca; ou ainda sobre a fraco inferior a 2?m. A interpretao dos diagramas obtidos na

    difraco pode ser feita recorrendo s diversas publicaes sobre o assunto. A identificao dos minerais

    nem sempre imediata, sendo por vezes necessrio tratar as amostras para voltar a registar a difraco.

    A determinao das quantidades dos minerais presentes, quer sejam argilosos ou no argilosos, baseia-se na

    relao entre as intensidades de certos mximos de difraco de cada espcie mineral e os teores das

    mesmas. Devido aos efeitos que certas deficincias estruturais podem ter no registro dos picos de difraco,

    ser mais correcto medir as reas sob os picos e no a sua altura. Para efectuar uma anlise em termos de

    quantidades so medidos os valores das reas de alguns dos mximos mais significativos, que so depois

    divididas pelos respectivos potenciais de reflexo. O resultado depois transformado em percentagem, sendo

    que o somatrio de todas elas resulta num valor igual a 100% (Gomes, 1986).

    Em estudos como o comportamento geotcnico dos sedimentos e/ou rochas sedimentares, entre outros, a

    quantificao dos minerais presentes pelo menos to importante como a sua identificao. Tambm neste

    aspecto a difraco de raios x assume um papel fundamental, porque embora no permita chegar a um valor

    exacto, constitui o mtodo analtico mais rpido e fivel para obter uma boa aproximao. Existe uma relao

    entre a intensidade da difraco de um mineral e a sua proporo em peso na mistura com outros minerais,

    embora esta relao seja na prtica difcil de determinar. Existem dois mtodos para a determinao desta

    relao. Um deles utiliza misturas de minerais padres, podendo estes ser os prprios minerais existentes nas

    amostras, extrados por processos qumicos; e o outro recorre a mtodos independentes para determinar a

    composio mineral de amostras representativas do material a estudar (Gomes, 1986).

    Na realidade a estrutura idealizada de um cristal, em que cada tomo se situa no local certo da rede

    cristalina, no se verifica. Os cristais apresentam normalmente desvios sua posio mais correcta bem

    como imperfeies conhecidas como defeitos estruturais. Estes referidos defeitos podem ser prejudiciais ou

    no s propriedades que se esperam obter destes minerais, havendo inclusive a possibilidade de provocar

    alguns tipos de defeitos estruturais ao material com o intuito de melhorar o seu desempenho em alguns

    aspecto previamente definidos. Os minerais argilosos so dos que mais defeitos estruturais apresentam, o

    que se deve s condies em que ocorreu a sua formao (Gomes, 1986).

  • Captulo 3

    3.20

    3.3.2.4 SUPERFCIE ESPECFICA DOS MINERAIS DE ARGILA

    O termo superfcie especfica refere-se relao entre a rea da superfcie e a unidade de massa.

    Considerando vrias partculas de argila com a mesma massa, verifica-se uma maior rea superficial naquela

    cujo tamanho for menor. No caso de uma esfera teriamos:

    2t 4S r??

    em que St representa a superfcie da esfera de raio r, e cujo volume (V) vale:

    3

    34

    V r??

    a massa da esfera (M) pode ser obtida atravs do produto do seu volume (V) com a massa especfica ? :

    a superfcie especfica Sesp da esfera igual razo entre a sua superfcie (St) e a sua massa (M):

    ? r3

    ?r p 34

    r p 4S

    3

    2

    esp ??

    Ou seja, quanto maior o raio menor a superfcie especfica, o que significa que esta inversamente

    proporcional ao tamanho da partcula. No quadro 3.2 indicam-se as superfcies especficas tpicas de alguns

    minerais argilosos.

    MINERAL SUPERFCIE ESPECFICA

    (m2/g)

    CAULINITE 10 20

    ILITE 80 100

    ?r p 34

    ?V M 3??

  • Materiais Envolvidos na Estabilizao de Solos com Cal

    3.21

    MONTMORILONITE 800

    Quadro 3.2: Valores tpicos da superfcie especfica de alguns dos principais minerais argilosos

    (adaptado de Lambe, 1969)

    3.3.2.5 SOLUES COLOIDAIS E SUSPENSES DE ARGILA

    Ao dispersar em gua um certa quantidade de argila fina obtm-se uma soluo, como se em vez de argila se

    tratasse de um sal solvel. Observando o lquido contra uma fonte luminosa este ir parecer perfeitamente

    lmpido, mas observado contra um fundo escuro j apresenta alguma turvao. Este efeito ptico

    denominado efeito Tyndall, e observa-se nas chamadas solues coloidais, que no so mais do que

    disperses de partculas extremamente finas que difundem, em todas as direces, parte da luz incidente

    (Castro, 1974).

    Estas partculas esto em constante movimento em todas as direces, o que normalmente se denomina por

    movimentos Brownianos, devidos ao choque entre as molculas de gua e as partculas de argila. Uma

    disperso nestas condies chamar-se- soluo coloidal (ou simplesmente sol), no caso da dimenso

    das partculas ser de tal forma pequena, que no permite o seu depsito em tempo razovel. No caso das

    partculas serem maiores, e levarem assim menos tempo a depositar, a disperso ser denominada

    suspenso (Castro, 1974).

    Contudo, e segundo Castro (1974) a distino entre suspenses e solues coloidais perfeitamente

    arbitrria, uma vez que respeitam ambas o mesmo princpio. O limite de separao dos dois conceitos pois

    controverso e normalmente admitido para o efeito o raio esfrico equivalente, ou raio de Stokes, de 1

    micron. As disperses de argilas naturais englobam partculas de diferentes tamanhos, sendo normalmente

    classificadas como suspenses, embora em alguns casos fosse mais correcto designa-las por sol.

    A qumica coloidal ocupa-se dos sistemas constitudos por uma fase homognea contnua na qual se

    encontra dispersa uma outra fase, descontnua, constituda por unidades cinticas. Estas unidades cinticas,

    ou colides, podem ser pequenas partculas slidas, macromolculas, pequenas gotas de lquido ou

  • Captulo 3

    3.22

    pequenas bolhas gasosas, e classificam-se em lioflicos e liofbicos. Os colides lioflicos so estveis e

    viscosos e adsorvem o meio envolvente, sendo tambm denominados colides hidroflicos visto apresentarem

    elevada afinidade para a gua. Os colides liofbicos so menos estveis e viscosos e no adsorvem o meio

    envolvente, sendo tambm conhecidos por colides hidrofbicos, o que no constitui uma designao muito

    feliz uma vez que apresentam capacidade de adsorver uma ou mais camadas monomoleculares sua

    superfcie. no grupo dos colides hidrofbicos que se inserem as argilas coloidais (Castro, 1974).

    As partculas dispersas, devido aos movimentos Brownianos, colidem umas com as outras e separam-se aps

    a coliso. Adicionando porm uma pequena quantidade de um determinado tipo de sal, adequado argila

    dispersa, j no h separao das partculas aps coliso, mas sim a formao de flocos que vo sedimentar

    mais rapidamente. A este fenmeno chama-se floculao ou coagulao e a soluo coloidal ou suspenso

    diz-se floculada, coagulada ou instvel, sendo o fenmeno inverso conhecido como desfloculao,

    peptizao ou estabilizao e as solues coloidais ou suspenses correspondentes conhecidas como

    desfloculadas, peptizadas ou estveis (Castro, 1974).

    3.3.2.6 NATUREZA ELCTRICA DAS PARTCULAS DE ARGILA

    Se a uma soluo coloidal de argila se aplicar um campo elctrico as partculas dirigem-se para o lado

    positivo, o que demonstra que as partculas se encontram carregadas negativamente. Embora as partculas se

    comportem como se estivessem carregadas negativamente, a sua natureza anfotrica, demonstrada pela

    capacidade de adsorverem caties e anies, permite considerar que estas contm tambm cargas positivas.

    Contudo, s superfcies aplanadas das partculas lamelares de argila esto normalmente associadas cargas

    negativas. Isto porque embora no interior das partculas as cargas estejam em equilbrio, junto superfcie os

    ies no encontram, para o lado exterior, outros ies que os equilibrem.

    Os cristais dos minerais argilosos possuem tambm uma carga elctrica global negativa, o que pode ser

    originado, segundo Gillot (1987, in Neves, 1993), pela quebra de continuidade da estrutura ou por

    imperfeies relacionadas com cargas elctricas no equilibradas, que por sua vez surgem atravs de

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

  • Materiais Envolvidos na Estabilizao de Solos com Cal

    3.23

    da adsoro de ies na estrutura da partcula. Embora em teoria estas cargas devessem estar uniformemente

    distribudas pela superfcie exterior da partcula verifica-se que, no caso das argilas, tal no acontece.

    Os bordos das partculas surgem quando ocorre a rotura das folhas estruturais tetradricas e octadricas, o

    que expe caties (Si4+, Al3+, Mg2+, Fe2+, Fe3+, etc) ou anies (O2-, OH-). Olphen (1963, in Neves, 1993)

    concluiu que para valores baixos do pH (meio cido) os bordos das folhas octadricas so electropositivos

    enquanto os das folhas tetradricas so neutros ou ligeiramente negativos. J para valores elevados do pH

    (meio alcalino) os bordos so electricamente negativos quer nas folhas octadricas quer nas tetradricas.

    Segundo Thiessen (in Castro, 1974), que observou ao microscpio a fixao das partculas electronegativas

    nos bordos das partculas lamelares de caulinite, de admitir que as faces se encontram carregadas

    positivamente nos bordos e negativamente nas faces, com predominncia da carga negativa uma vez que a

    rea das faces consideravelmente superior dos bordos.

    3.3.2.7 PERMUTA INICA

    De modo a equilibrar as cargas negativas que, conforme j referido, predominam nas faces das partculas de

    argila, estas tendem a atrair ies carregados positivamente que se encontram nos sais dissolvidos na gua

    interesticial, e que se mantm ligados superfcie das partculas por ligaes dbeis, podendo assim ser

    facilmente substitudos por outros (Lemos, 1999). Estes ies designam-se por ies permutveis, podendo ser

    classificados no que diz respeito facilidade com que so atrados, o que depende, por sua vez, da sua

    valncia. Ou seja, em reaces de permuta inica, quando esto presentes ies de diferentes valncias, so

    normalmente preferidos os ies de valncia superior. Isto porque os ies menos hidratados tm uma maior

    capacidade de substituio, ou seja, quanto maiores os ies mais difcil ser a sua permuta. No que respeita

    valncia, os ies podem ser classificados, por ordem decrescente, da seguinte forma:

    Al3+ > Ca2+ > Mg2+ > MH4+ > K+ > H+ > Na+ > Li+

  • Captulo 3

    3.24

    Qualquer io esquerda pode substituir ies situados sua direita, processo ao qual se denomina permuta

    de caties. A capacidade de permuta de caties de uma argila, definida pela quantidade de ies permutveis

    em miliequivalentes (m.e.) detidos em 100 g de argila seca, no mais do que a quantidade de caties

    permutveis detidos nas partculas, que por sua vez igual quantidade de cargas negativas. O nmero de

    caties permutveis que so substitudos depende do nvel de concentrao de ies na soluo envolvente

    (Lemos, 1999).

    No quadro 3.3 esto indicados alguns valores da capacidade de permuta de caties dos minerais argilosos

    mais comuns. Os caties permutveis mais frequentes nas argilas so o clcio e o magnsio, seguindo-se o

    potssio e o sdio. Nos solos cidos predominam o alumnio e o hidrognio.

    MINERAL CAPACIDADE DE TROCA

    (mE / 100g)

    CAULINITE 10 20

    ILITE 80 100

    MONTMORILONITE 800

    Quadro 3.3: Capacidade de troca catinica de alguns dos principais minerais argilosos

    (adaptado de Lambe, 1969)

    As reaces de permuta aninica consistem na substituio de anies contidos na soluo micelar por outros

    anies presentes na soluo intermicelar (Captulo 3.3.2.9). O mecanismo de permuta aninica d-se

    geralmente nos grupos de hidrxidos da superfcie das partculas argilosas, estando condicionado pela

    relao entre a geometria do anio e a unidade estrutural do cristal de argila. Assim, se os anies tiverem um

    tamanho e geometria que no lhes permita integrarem-se no interior das folhas tetradricas, no sero

    adsorvidos (Jeremias, 1991 in Neves, 1993).

    A menor importncia da permuta aninica nas argilas leva a que este tema esteja menos estudado do que a

    permuta catinica. Em alguns minerais argilosos a capacidade de permuta aninica inclusive muito inferior

  • Materiais Envolvidos na Estabilizao de Solos com Cal

    3.25

    capacidade de permuta catinica. o caso por exemplo das montmorilonites. Nas caulinites a capacidade

    de permuta entre anies e entre caties semelhante.

    3.3.2.8 ACTIVIDADE DAS ARGILA

    Na realidade os solos dificilmente constituem argilas puras, possuindo em geral extensas granulometrias em

    que apenas uma parte argila. Contudo, muitos destes solos so designados por argilas, visto que basta uma

    pequena fraco deste material activo para influenciar o comportamento do solo. Um solo com 20 ou 30%

    de argila exibir um comportamento tpico de argila, embora atenuado pela presena das fraces mais

    grosseiras. Surge assim a necessidade de quantificar a influncia da fraco argilosa no comportamento do

    solo. A forma de proceder a essa quantificao foi sugerida por Skempton em 1953 (in Neves, 1993), quando

    este introduziu a noo de actividade coloidal (Ac), dependente do ndice de plasticidade (Ip) do solo e da sua

    percentagem de fraco argilosa, e definida por:

    argila

    pc %

    IA ?

    De notar que este conceito est directamente relacionado com a superfcie especfica do material que

    constitui a fraco argilosa, na medida em que um solo pode ter uma pequena percentagem de argila mas,

    no caso de possuir uma elevada plasticidade (que se deve grande superfcie especfica dos seus

    constituintes), ser um solo bastante activo. Sendo assim, natural que as partculas argilosas mais activas

    sejam as montmorilonites (maior superfcie especfica), seguidas das ilites e das caulinites.

    Contudo, a actividade de um solo no depende apenas da superfcie especfica das suas partculas, mas

    tambm do nvel e tipo de matria orgnica, da textura e da histria geolgica (Neves, 1993).

    3.3.2.9 NATUREZA DA GUA PRESENTE NAS ARGILAS

  • Captulo 3

    3.26

    As molculas de gua so dipolares, uma vez que os tomos de hidrognio no se colocam simetricamente

    em torno dos tomos de oxignio. Isto significa que uma molcula de gua funciona como uma barra com

    cargas positivas num lado e cargas negativas no lado oposto. Existem trs formas possveis de atrair estas

    molculas de gua em direco superfcie das partculas de argila (Lemos, 1999):

    1. Atraco entre a face da partcula de argila carregada negativamente e o lado positivo do dipolo;

    2. Atraco entre os caties presentes da camada dupla e os lados dos dipolos carregados

    negativamente, sendo que neste caso os caties sero por sua vez atrados pelas cargas negativas

    na face da partcula de argila;

    3. Os tomos de hidrognio nas molculas de gua so compartilhados, atravs de uma ligao de

    hidrognio, pelos tomos de oxignio das partculas de argila e os tomos de oxignio das

    molculas de gua.

    Se as partculas de argila estiverem submersas em gua tanto as superfcies dos minerais como os ies

    permutveis iro absorver gua, ou seja, ficaro hidratados, o que implica um aumento de volume dos ies

    permutveis. Os caties presentes na gua so atrados para um mineral de argila devido carga negativa na

    superfcie deste mas ao mesmo tempo tendem a afastar-se uns dos outros visto possurem cargas com o

    mesmo sinal. O efeito resultante consiste na concentrao de caties em redor do mineral, formando assim

    uma pelcula envolvente (Lemos, 1999).

    A concentrao de caties vai dispersando h medida que aumenta a distncia superfcie da partcula

    (aumento esse que se d devido sobreposio dos caties em torno da partcula), at que iguala a

    quantidade de caties verificada quando a gua se encontra em situao normal nos vazios.

    juno das cargas elctricas carregadas negativamente situadas na superfcie da partcula com a camada

    de caties dispersos, electricamente atrados pela superfcie da partcula, denomina-se dupla camada

    elctrica de gua ou dupla camada inica difusa. Na figura 3.7 est representada uma dupla camada

    elctrica., qual se devem as propriedades plsticas dos solos argilosos, tais como a expansibilidade, a

    plasticidade e a hidratao.

  • Materiais Envolvidos na Estabilizao de Solos com Cal

    3.27

    Figura 3.7: A gua nas argilas. (a) Partcula de caulinite (b) Partcula de montmorilonite

    (adaptado de Lemos, 1999)

    Uma vez que a camada mais prxima da face da partcula de argila est fortemente ligada a esta,

    classificada de camada adsorvida e a sua remoo pode ser bastante difcil. A espessura da camada de

    caties depende sobretudo da valncia e concentrao dos caties presentes na gua (adsorvida ou no):

    um aumento na valncia (devido troca de caties) ou na concentrao resulta numa diminuio na

    espessura da camada, visto que sero em maior nmero as cargas negativas neutralizadas na superfcie da

    partcula.

    A temperatura afecta igualmente a espessura na medida em que um aumento de temperatura implica uma

    diminuio da espessura da camada (Lemos, 1999). A gua junto partcula aparenta uma elevada

    viscosidade, que vai diminuindo com o aumento da distncia entre a superfcie da partcula e a fronteira que

    separa a camada de gua adsorvida da camada de gua livre. As molculas de gua adsorvida podem

    mover-se livremente paralelamente superfcie da partcula estando restrito o movimento perpendicular a

    esta (Neves, 1993).

    ELCTRICA DE GUA DUPLA CAMADA

    CRISTAL DE

    (a)

    1000A

    10A400A

    CAULINITE

    GUA ADSORVIDA

    DUPLA CAMADA ELCTRICA DE GUA

    200A 10A30A

    (b)

    MICELA ELECTRICAMENTE NEGATIVAS PARTCULAS COLOIDAIS

    ANIES

    CATIES

  • Captulo 3

    3.28

    Figura 3.8: Esquema de uma soluo coloidal

    (adaptado de Gillot, 1987, in Neves, 1993)

    Designa-se por micela o conjunto da partcula coloidal e da dupla camada (Figura 3.8), e soluo que

    contm os ies da dupla camada chama-se soluo micelar. soluo exterior que contm os ies livres

    chama-se soluo intermicelar (Castro, 1974).

    3.3.2.10 EXPANSIBILIDADE

    Segundo Cardoso, Bueno, Lima e Fontes (1994) define-se expanso de um solo como o seu aumento de

    volume aquando da absoro de gua. Este fenmeno est associado praticamente apenas a solos com uma

    elevada fraco argilosa, aos quais altera o comportamento, introduzindo tenses no interior da sua massa,

    podendo provocar, entre outros, movimentos diferenciais das camadas de base e sub-base de pavimentos

    rodovirios, aumentos nas tenses horizontais que actuam em estruturas de suporte, levantamentos do fundo

    das escavaes, etc. A secagem do solo produz o fenmeno inverso: a retraco; sendo esta inversamente

    proporcional expanso.

    A expansibilidade constitui um fenmeno essencialmente fsico-qumico, podendo no entanto estar tambm

    associado a causas mecnicas (Neves, 1993), e tem sido explicada com base nas foras existentes entre

  • Materiais Envolvidos na Estabilizao de Solos com Cal

    3.29

    partculas e entre camadas estruturais. Os mecanismos de expansibilidade fsico-qumicos podem ser

    intercristalinos ou intracristalinos e osmticos.

    So geralmente admitidas duas fases no processo de expansibilidade osmtica de um solo (Olphen, 1963, in

    Castro, 1974a). Na primeira, as molculas de gua penetram entre as camadas estruturais das argilas ou

    entre as superfcies planas das partculas adjacentes, tendendo a separa-las. As foras envolvidas nesta fase

    so as foras de Van der Waals; interaco electroesttica entre as superfcies e os caties dispersos; e a

    energia de adsoro das molculas de gua. Esta ltima a mais importante e da ordem de vrios milhares

    de atmosferas para a primeira camada de gua, decrescendo rapidamente com a adio das camadas

    seguintes.

    Na segunda fase, as superfcies das partculas esto j separadas por distncias superiores a 4 camadas

    monomoleculares de gua, sendo por isso a energia de adsoro j relativamente reduzida, o que permite

    que a energia de repulso da dupla camada elctrica se sobreponha. Com a continuao da adsoro de

    molculas de gua a referida distncia tende a aumentar, e com ela as foras de repulso.

    A natureza dos caties permutveis influencia a expansibilidade, sendo que as argilas em que o catio

    permutvel sdio expandem muito mais do que as argilas em que esta particularidade assumida pelo

    clcio. Isto porque os caties monovalentes e em fraca concentrao originam presses de expanso

    superiores devido formao de duplas camadas elctricas mais extensas. Sendo assim, um dos processos

    para diminuir a expansibilidade das argilas a adio de produtos base de clcio, dos quais a cal o mais

    utilizado (Castro, 1974a).

    Segundo Olphen (1963, in Castro, 1974a), a expansibilidade osmtica responsvel pelas maiores variaes

    volumtricas observadas, podendo inclusive levar, em condies particulares de confinamento, a grandes

    presses de expansibilidade (tambm denominada presso osmtica).

    A expansibilidade intercristalina ocorre quando a absoro de gua se faz atravs das superfcies externas

    dos cristais dos minerais argilosos e dos vazios entre esses cristais (Neves, 1993), ou seja, quando possvel

    a absoro de gua no interior dos cristais, ou entre as camadas estruturais. A gua absorvida forma

  • Captulo 3

    3.30

    sucessivas camadas monomoleculares sobre as partculas dos minerais argilosos, afastando as unidades

    estruturais e as prprias partculas. Segundo Gillot (1987, in Neves, 1993) a expanso intra-cristalina

    justificada pelo desequilbrio entre as foras atractivas que ligam as camadas estruturais (inferiores) e as

    foras atractivas responsveis pela absoro de gua.

    As montmorilonites so as argilas que apresentam maiores variaes volumtricas por absoro de gua, o

    que se entende ser justificado pelo seguinte: Quando uma partcula de montmorilonite posta em contacto

    com a gua as molculas de gua penetram entre as camadas estruturais fazendo aumentar o espaamento

    basal para valores que podem ir de 12.5 a 20 , originando um aumento de volume expansibilidade intra-

    cristalina que pode, no mximo, duplicar o volume da partcula (Castro, 1974a).

    As ilites so argilas menos expansivas do que as montmorilonites, o que se explica pela ausncia de

    expansibilidade intra-cristalina. Com efeito, embora possuindo uma estrutura semelhante, nas ilites as

    ligaes entre camadas estruturais so feitas por ies potssio, o que possibilita uma forte atraco

    electroesttica capaz de impedir a entrada de molculas de gua (Castro, 1974).

    As caulinites so argilas normalmente no expansivas, o que se explica atravs do facto da reduzida distncia

    entre camadas estruturais impedir a entrada de gua e tambm do fraco potencial elctrico deste tipo de

    argila, que leva a uma fraca adsoro superficial. Se nas caulinites ocorrer expanso, esta ser de origem

    mecnica.

    Segundo Cardoso, Bueno, Lima e Fontes (1994), o propsito do conhecimento da expanso de um solo

    identificar e classificar o seu potencial de expanso (entenda-se variao volumtrica especfica) e a sua

    presso de expanso (ou presso a ser aplicada a uma amostra, que j sofreu expanso, para que o seu

    volume retorne ao valor inicial), de modo a permitir ao engenheiro uma avaliao quantitativa dos problemas

    que possam advir da sua utilizao como material de construo.

    3.3.2.11 FORAS ENTRE PARTCULAS ARGILOSAS

  • Materiais Envolvidos na Estabilizao de Solos com Cal

    3.31

    Existem dois tipos de foras a actuar entre as partculas de argila submersas em gua: as foras de atraco

    e as foras de repulso. Para um dado solo as cargas elctricas que se estabelecem na superfcie das

    partculas esto em relao directa com as reas daquelas superfcies e, por outro lado, a influncia daquelas

    cargas sobre o comportamento das partculas est directamente relacionada 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.

    A atraco entre partculas deve-se sobretudo s foras de curto alcance de Van der Waals, que so foras

    que se fazem sentir entre todas as molculas de gua adsorvidas numa partcula, e tambm entre as

    molculas de gua adsorvidas pelas superfcies de duas partculas vizinhas. A fora atractiva total entre

    partculas a soma das foras de atraco entre as suas molculas. A grandeza desta fora depende, como

    j foi referido, do tamanho e geometria das partculas, sendo independentes das caractersticas da camada

    dupla e inversamente proporcionais distncia entre partculas.

    Assim, para distncias pequenas, as foras de Van der Waals variam inversamente com o cubo da distncia, e

    para distncias maiores, variam inversamente com a quarta potncia. Apesar da pequena energia

    desenvolvida nestas ligaes moleculares, a sua importncia para a formao da resistncia estrutural dos

    minerais argilosos considervel, possuindo um raio de aco da ordem dos milhares de (Neves, 1993).

    As foras de repulso so essencialmente de natureza elctrica, ocorrendo entre cargas do mesmo sinal.

    Estas foras so originadas pela interpenetrao das camadas difusas de cada uma das partculas,

    dependendo a sua intensidade da espessura dessas camadas. Assim, a intensidade das foras de repulso

    diminui com a espessura das respectivas camadas difusas. Se o espaamento entre as partculas for inferior

    a 15 no ser possvel a formao de uma camada difusa em torno de cada uma das partculas, o que

    permite um aumento na intensidade das foras atractivas de Van der Waals. Quando o espaamento excede

    os 15 j possvel que cada superfcie forme a sua camada difusa, que ao sobrepor-se camada difusa

    vizinha vai provocar um excesso de concentrao de caties entre as duas superfcies, em relao soluo

    exterior. Desta forma, a gua passa a mover-se por actividade osmtica e atrada pela superfcie das

    partculas, originando foras repulsivas. A intensidade destas foras depende, para alm da distncia entre

  • Captulo 3

    3.32

    partculas, da valncia, concentrao e tamanho dos ies permutveis, da carga superficial da partcula, da

    constante dielctrica do lquido e da temperatura (Castro, 1974a).

    3.3.2.12 FLOCULAO E DISPERSO DAS PARTCULAS DE ARGILA

    O comportamento global das partculas de argila em suspenso facilmente perceptvel na figura 3.9. Assim,

    considere-se uma suspenso de partculas de argila em gua. As partculas apresentam um movimento

    Browniano (movimento livre), atingindo a determinada altura distncias suficientemente pequenas para que

    as foras interpartculas se tornem activas. Contudo, as foras atractivas e repulsivas fazem-se sentir a

    distncias diferentes.

    Dependendo da distncia entre duas partculas, se o valor das foras repulsivas for superior ao das foras

    atractivas, haver repulso. Neste caso, as partculas de argila assentam individualmente e formam uma

    camada densa, ficando contudo separadas das partculas vizinhas. A este tipo de arranjo denomina-se

    estrutura aleatria (Mineiro, 1981, in Neves, 1993). Por outro lado, se o resultado global for favorvel s foras

    atractivas, formam-se flocos, o que origina a chamada estrutura floculada. De referir que este conceito

    considera duas partculas lamelares ideais, apenas carregadas nas faces e desprezando as cargas positivas

    situadas nos bordos. Admite-se ainda que as partculas vo flocular em posio de paralelismo entre as

    respectivas faces (Castro, 1974).

    RESULTANTE

    DISTNCIA ENTREPARTCULAS

    FOR

    AS A

    TRAC

    TIVA

    S FO

    RAS

    REP

    ULSI

    VAS

  • Materiais Envolvidos na Estabilizao de Solos com Cal

    3.33

    Figura 3.9: Relao entre a distncia entre partculas e as foras de atraco e repulso

    (adaptado de Castro, 1974)

    Segundo Olphen (in Castro, 1974), numa estrutura floculada podem ocorrer trs tipos de arranjo estrutural

    entre partculas: face-com-face (FF), bordo-com-face (BF) e bordo-com-bordo (BB). A interaco das foras

    elctricas diferente em cada um destes casos. Dos trs casos referidos, apenas os tipos BB e BF levam ao

    que normalmente se designa por floco. Da associao FF resultam partculas mais espessas normalmente

    designadas por agregao (Castro, 1974), e que originam a estrutura orientada (Mineiro, 1981, in Neves,

    1993). Sendo assim, o termo desfloculao apenas empregue no processo de destruio das associaes

    do tipo BB e BF, enquanto que o processo de destruio das ligaes FF designa-se por disperso.

    Em argilas naturais o arranjo estrutural pode ser extremamente complexo. A estrutura aleatria (Mineiro,

    1981), ou interaco entre partculas minerais de argila isoladas, rara, embora ocorra em argilas activas e

    com um elevado ndice de vazios, que no sofreram fortes tenses de compresso. A tendncia ser contudo

    para a formao de agregados de partculas, normalmente com uma orientao de tipo face-face. Por sua vez

    estas agregaes elementares tendem a combinar-se para formar conjuntos maiores, cuja estrutura

    influenciada pelo ambiente em que esto depositadas. Na figura 3.10 esto representados os vrios modos de

    associao de partculas.

    DISPERSA E DESFLOCULADA AGREGADA MAS DESFLOCULADA

    FLOCULADA (EF) MAS DISPERSA

    FLOCULADA (EE) MAS DISPERSA

  • Captulo 3

    3.34

    Figura 3.10: Formas de associao das partculas numa suspenso argilosa

    (adaptado de Gillot, 1987, in Neves, 1993)

    Resumindo, os modelos estruturais fundamentais das argilas podem classificar-se num destes trs

    tipos:estrutura floculada, estrutura orientada e estrutura aleatria.

    3.3.2.13 POTENCIAL DE SUCO

    A gua retida no solo acima do nvel fretico encontra-se sob uma presso inferior presso atmosfrica,

    designada por suco da gua no solo ou suco do solo. A suco do solo representa a fora com que este

    retm a gua, assumindo valores desde zero, para uma situao de saturao, at centenas de milhares de

    KPa para solos secos em estufa (Castro, 1974a).

    Nos solos residuais grande a incidncia das condies no-saturadas o que, aliado ao facto de se tratar do

    tipo de solo com o qual so constitudos a maioria dos macios terrosos, e tratando-se alm disso de um

    material dominado por respostas constitutivas diferentes das verificadas nos solos transportados, leva a que

    este tipo de solos seja objecto de uma crescente preocupao (Fonseca, 1998).

  • Materiais Envolvidos na Estabilizao de Solos com Cal

    3.35

    Devido dimenso do intervalo entre os limites mencionados, foi proposto por Schofield (in Castro, 1974a),

    para maior comodidade, a utilizao duma escala logaritimica na caracterizao desta grandeza,

    introduzindo assim o conceito de potencial de suco (pF). Este no mais do que o 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. De facto, e utilizando a terminologia da mecnica dos solos, a suco

    conhecida por presso neutra negativa. Um valor de pF igual a zero corresponde assim a um valor de suco

    equivalente a 1 cm de gua, enquanto que uma suco nula implica pF = ? .

    Cada solo possui uma relao prpria entre a suco desenvolvida e o correspondente teor em gua, o que

    permite a definio das chamadas curvas de suco. Contudo, e devido a um fenmeno de histersis, a um

    valor do pF no corresponde apenas um valor do teor em gua, mas sim dois, obtidos durante a fase de

    molhagem ou de secagem. De facto, quando um solo hmido submetido a um processo de secagem,

    apresenta num determinado ponto um valor para o teor em gua superior aquele que apresentaria caso

    estivesse inicialmente seco e absorvesse gua. A explicao para esta particularidade reside no facto de que

    no processo de secagem de um solo hmido os capilares mais finos retm gua, no podendo contudo

    absorv-la durante o processo de molhagem visto estarem separados da gua livre pelos capilares mais

    grossos.

    A quantidade de gua retida no solo para um determinado valor de pF funo da natureza deste. O teor em

    gua de uma argila muito superior ao de uma areia, para o mesmo valor de pF, o que significa que,

    reduzindo o teor em gua da argila para o mesmo valor daquele registado na areia, teramos um pF muito

    elevado. Assim, as variaes de suco so mais importantes para uma argila do que para um silte ou para

    uma areia. Mesmo a natureza da argila influencia muito o pF: o teor em gua de uma montmorilonite muito

    superior, em condies idnticas de potencial de suco, ao de uma caulinite. Numa argila o valor da suco

    pode atingir valores altos devido aos fenmenos de capilaridade, de adsoro de gua pelas partculas

    slidas e ainda devido menor dimenso das partculas constituintes (Fonseca, 1988).

    Outro aspecto importante a considerar a maior ou menor uniformidade granulomtrica do solo. Nos casos

    com elevada uniformidade granulomtrica existe um patamar perfeitamente definido na curva de suco. At

    ao incio do patamar os poros conseguem conter a gua, e a partir dessa fase o aumento do teor em gua vai

  • Captulo 3

    3.36

    diminuir o potencial de suco do solo, mas enquanto que em solos de granulometria extensa os vazios mais

    pequenos so ocupados inicialmente, havendo portanto uma evoluo progressiva na diminuio da suco,

    em solos uniformes os vazios a ocupar pela gua tm todos mais ou menos o mesmo tamanho, o que

    significa que enquanto a gua no envolve toda a rea de contacto entre as partculas, o valor do potencial de

    suco mantm-se, conforme representado na Figura 3.11.

    Figura 3.11: Evoluo da curva de suco com a quantidade de gua e sua relao com os limites de consistncia

    (adaptado de Fonseca, 1989)

    A partir destas consideraes possvel, segundo Fonseca (1988), estabelecer relaes entre os limites de

    consistncia do solo e a forma da sua curva de suco. O limite de liquidez corresponde a um valor do teor

    em gua que permite a separao das partculas, e encontra correspondncia no ponto 2 da curva de suco

    da figura 3.11. O limite de plasticidade representa o limite de gua que o solo pode conter, sem que haja uma

    reduo nas foras de atraco entre as partculas, e equivale ao ponto 1 da referida curva de suco. A

    regio entre os dois pontos de inflexo, que traduz a quantidade de gua que possvel existir nas superfcies

    de contacto entre as partculas, corresponde assim ao ndice de plasticidade. Estes dois pontos sero tanto

    mais definidos quanto mais argiloso for o solo (Fonseca, 1988).

    1

    A

    B 2

    C

    S

    ?

    (B) GUA NOS CONTACTOS ENTRE PARTCULAS(A) GUA NOS POROS DENTRO DOS AGREGADOS

    (C) GUA ENTRE OS AGREGADOS

    Ip

    ? p ? l

  • Materiais Envolvidos na Estabilizao de Solos com Cal

    3.37

    A gua tende a mover-se dos pontos com suco inferior para os pontos em que a suco atinge valores mais

    elevados, terminando esta percolao quando se atinge um equilbrio nos valores de suco ao longo da

    massa de solo. Notar contudo que este fenmeno independente do nvel do teor em gua, conforme

    demonstrado pelas curvas de suco. Considerando dois pontos separados na vertical por uma distncia h,

    s se verificar uma ascenso na massa de gua quando a suco no ponto mais alto exceder em h a

    suco no ponto mais baixo (Castro, 1974a).

    3.3.2.14 INFLUNCIA DOS MINERAIS ARGILOSOS NAS PROPRIEDADES DOS SOLOS

    As propriedades dos solos influenciadas pelas caractersticas dos minerais argilosos so, entre outras de

    menor importncia para o presente estudo, a permeabilidade, a resistncia ao corte e a deformabilidade.

    Como a gua adsorvida dificilmente se separa das partculas minerais de um solo argiloso, os vazios

    disponveis para a circulao da gua apresentam um volume inferior, o que implica uma menor

    permeabilidade. Alteraes espessura da camada de gua adsorvida, devidas por exemplo permuta

    inica, alteram a permeabilidade do solo.

    A resistncia ao corte dos solos aumenta com a diminuio da distncia entre partculas, quer atravs de um

    aumento do ngulo de atrito quer atravs dum aumento na intensidade das ligaes, visto que as foras

    atractivas tendem a superiorizar-se s foras repulsivas com a diminuio da distncia entre partculas.

    Contudo, este aumento na resistncia no imediato, visto que a nova posio das partculas aps a

    aplicao da carga est dependente da expulso da gua intersticial, processo que nos solos finos

    normalmente bastante moroso, podendo inclusive no chegar a ocorrer, na totalidade, a expulso do lquido,

    o que levaria no alterao da referida distncia mdia entre partculas. Na prtica, isto significa que as

    foras exteriores que se somaram s foras atractivas foram compensadas por presses neutras que se

    somaram s foras repulsivas.

    Visto que a distncia mdia entre partculas que imediatamente determina a resistncia ao corte (Folque,

    1974) depreende-se que no existe uma relao linear entre a tenso total e a resistncia ao corte. Porm, se

  • Captulo 3

    3.38

    neste raciocnio for utilizada a tenso efectiva, resultante da subtraco da tenso neutra tenso total, j

    possvel estabelecer uma correspondncia bi-univoca com a distancia mdia entre partculas. Resulta assim

    que a relao entre a tenso total e a resistncia ao corte se estabelece atravs da tenso efectiva.

    Aumentando a tenso aplicada a um solo argiloso e permitindo-se a drenagem da gua sob efeito do

    aumento da presso neutra obtm-se o aumento da rea de contacto entre as partculas, a reduo da

    espessura da camada de gua adsorvida e o rearranjo das partculas. Se este incremento for retirado e a

    gua retornar ao solo haver lugar expanso do volume visto que a camada adsorvida retoma a sua

    espessura inicial. Contudo, e partindo do princpio de que parte da gua sob efeito da presso neutra em

    excesso foi expulsa aquando do carregamento efectuado, houve uma alterao da posio relativa das

    partculas, que passaram a ocupar espaos anteriormente ocupados pela gua. Ora, essas partculas no vo

    retomar a sua posio inicial, pelo que se conclu que uma importante parcela da deformao irreversvel.

    As caractersticas de compressibilidade e expansibilidade dependem tambm da natureza dos minerais

    argilosos e da natureza e nvel de concentrao dos caties da dupla camada elctrica instalada entre as

    partculas slidas. Nos solos com significativas quantidades de montmorilonite ocorrem considerveis

    variaes de volume com as variaes de tenso aplicada. Isto porque a estrutura deste mineral argiloso

    consiste em camadas de gibsita e slica separadas por camadas de gua, o que implica a existncia de uma

    maior quantidade de gua neste mineral. Ora, conhecendo-se a susceptibilidade que a gua apresenta s

    variaes de volume, conclui-se que existe nas montmorilonites uma maior tendncia para sofrer variaes

    de volume.

    3.4 CARACTERIZAO DOS VRIOS TIPOS DE CAL UTILIZADOS NA ESTABILIZAO DE SOLOS

    3.4.1 EVOLUO HISTRICA

    A cal era j utilizada como material ligante, misturada ou no com outros produtos, antes mesmo dos

    Romanos terem desenvolvido a sua tcnica de aplicao. De facto, os primeiros vestgios de produo

    industrial de cal surgem no Egipto, cerca de 3000 anos aC, quando as pirmides foram construdas com

  • Materiais Envolvidos na Estabilizao de Solos com Cal

    3.39

    blocos de calcrio ligados entre si por um ligante constitudo por uma mistura de cal e gesso. Contudo, foram

    os Romanos que desenvolveram as primeiras grandes aplicaes da cal em geotecnia, nomeadamente na

    secagem de terrenos e na fixao das lajes de algumas das suas estradas s plataformas.

    As utilizaes tecnicamente evoludas introduzidas pela civilizao Romana mantiveram-se praticamente

    inalterveis at meados da Idade Mdia, altura em que foram descobertas outras aplicaes para a cal, como

    a projeco, por parte dos soldados franceses, de cal viva sobre os seus inimigos na guerra de 1217.

    Contudo, foi preciso esperar at ao sculo 18 para se assistir a uma abordagem cientfica e a uma explorao

    industrial da cal: o qumico ingls Joseph Black escreveu as reaces que ocorrem durante a fabricao da

    cal, e mais concretamente na expulso do dixido de carbono. Este trabalho foi completado no sculo 19 por

    Vicat e Debray, quando foram identificadas todas as propriedades fisico-qumicas do produto, bem como

    todos os tipos de cal e suas utilizaes. No fim do sculo 19 e incio do sculo 20, o considervel

    desenvolvimento industrial favorece a criao de vrios centros de produo na Europa e nos Estados Unidos.

    Em Portugal, a situao da produo industrial de cales areas descrita por Castro e Serafim Lus (1974) da

    seguinte forma: ...a produo de cal, embora existam bastantes fornos, no est ainda convenientemente

    industrializada nem normalizados os diversos tipos.... Esta caracterizao da indstria de produo de cales

    areas corresponde realidade do sector na poca mas apenas no que diz respeito produo para

    comercializao, j que as unidades produtoras de pasta de papel, uma das fbricas da Siderurgia Nacional

    (Seixal), e uma importante unidade da indstria qumica, todos auto-consumidores, estariam, poca, j

    equipados com instalaes industriais de produo de cal.

    O mercado utilizador sofreu, nas dcadas de oitenta e noventa, uma profunda evoluo, tanto quantitativa

    como qualitativa; as aplicaes de natureza industrial (siderurgia, minas, qumica, tratamento de guas,

    tratamento de efluentes lquidos e gasosos, papel, inertizao de resduos industriais, geotecnia, etc.), com

    requisitos de qualidade e consistncia de caractersticas cada vez mais rigorosos.

    Do ponto de vista tecnolgico, o sector teve uma evoluo profunda na dcada de oitenta, com a instalao e

    entrada em funcionamento de algumas novas unidades de produo, equipadas com modernos fornos

    contnuos, tendncia que se acentuou nos anos noventa (tecnologias suia, italiana e francesa). Esta

  • Captulo 3

    3.40

    tendncia evolutiva acentuou-se, sobretudo, durante a dcada de noventa, podendo afirmar-se que operam

    hoje, em Portugal, unidades industriais que ombreiam com as mais modernas da Europa, em co-existncia

    com alguma produo artesanal de cal, nalguns casos de boa qualidade, mas cujas operaes tm uma

    dimenso extremamente limitada, e cujo mercado vocacional se confina construo civil quase em

    exclusivo.

    No existe ainda em Portugal um normativo genrico para a caracterizao das cales areas como acontece

    em alguns pases europeus, onde existem normas internas de caracterizao das cales para certas

    aplicaes. No que diz respeito a outras actividades industriais, os produtos so especificados pelos

    utilizadores, sendo os parmetros controlados por mtodos analticos, esses sim, objecto de normalizao

    (ASTM, ISO ou DIN, havendo, em certos casos outras referncias).

    3.4.2 FORMAO, CLASSIFICAO E CARACTERIZAO DA CAL

    Existem dois grandes tipos de ligantes: os ligantes hidrulicos, que fazem presa quando em contacto com a

    gua; e os ligantes areos, que fazem presa em contacto com o ar. No primeiro grupo inclui-se a cal

    hidrulica e os cimentos, enquanto no segundo inclui-se o hidrxido de clcio resultante da reaco do xido

    de clcio com a gua.

    Figura 3.12: Aspecto geral do calcrio

  • Materiais Envolvidos na Estabilizao de Solos com Cal

    3.41

    A matria prima a partir da qual so originrios todos os produtos base de cal a pedra de calcrio (Figura

    3.12), composta quase exclusivamente por carbonato de clcio (CaCO3) e por um certo nmero de outros

    constituintes em quantidade varivel. A cal obtida atravs da calcinao do calcrio (Figura 3.13) a

    temperaturas superiores a 900C, ocorrendo neste processo a transformao do carbonato de clcio em

    xido de clcio e a libertao de anidrido carbnico.

    Figura 3.13: Aspecto geral do calcrio aps a calcinao

    Se forem utilizadas temperaturas superiores a 1200C na calcinao do calcrio e as impurezas argilosas

    contidas na rocha ultrapassarem os 5%, obtm-se cal hidrulica, dotada de uma estrutura cristalina e com

    baixa porosidade. Se a temperatura durante a calcinao se mantiver entre os 900 e os 1200C o produto

    final corresponde ao que correntemente se designa por cal area, com estrutura rombodrica e elevada

    porosidade.

  • Captulo 3

    3.42

    Figura 3.14: Observao microscpica da cal area hidratada

    A cal area (Figura 3.14) normalmente classificada em cal viva ou cal apagada, em funo da sua

    susceptibilidade gua. Assim, a cal viva reage com a gua formando cal apagada ou extinta, transformando-

    se o xido de clcio em hidrxido de clcio, podendo este apresentar-se sob a forma de pasta, p muito fino

    (Figura 3.15a) ou de leite de cal (Figura 3.15b). De facto, no seu sentido restrito, o termo cal refere-se ao xido

    de clcio (CaO) ou ao hidrxido de clcio (Ca?OH?2), embora seja geralmente utilizada para designar

    qualquer produto derivado ou associado ao xido de clcio. As equaes que traduzem as referidas reaces

    so:

    Cal Viva

    CaCO3 ? CaO + CO2

    Cal Apagada

    CaO + H2O ? Ca(OH)2

    Obtm-se desta forma cal com um elevado teor em clcio, designada por cal calctica. Fazendo variar os

    parmetros da reaco durante o processo industrial, de forma controlada e reprodutvel, obtm-se diferentes

    graus de xido de clcio. Trata-se de um material que pode apresentar-se sob a forma de p, com vrias

    granulometrias, ou em pedra, quando proveniente de processos de fabrico artesanais (Castro, 1970).

  • Materiais Envolvidos na Estabilizao de Solos com Cal

    3.43

    (a)

    (b)

    Figura 3.15: O produto final (a) Cal em p (b) Leite de cal

    Quando a rocha original constituda, em quantidades equimoleculares, por carbonato de clcio e por

    carbonato de magnsio denomina-se dolomite ou calcrio dolomtico, e a sua calcinao origina a chamada

    cal dolomtica. Este outro tipo de cal constitudo por idnticas quantidades de molculas de xido de clcio

    e xido de magnsio.

    A calcinao de calcrios dolomticos impuros (designados por calcrios magnesianos) conduz a cales com

    diferentes propores de xido de clcio e xido de magnsio. Fossberg (in Castro, 1970), apresenta a

    seguinte classificao de cales baseada no teor em xido de magnsio:

    ? cal de clcio: teor em MgO entre 0 e 5%;

    ? cal magnesiana: teor em MgO entre 5 e 20%;

    ? cal dolomtica: teor em MgO entre 20 e 30%.

    Tanto a cal calctica como a dolomtica so obtidas a partir da cal area, e ambas constituem portanto cal

    viva. Contudo, a cal calctica reage muito mais rapidamente com a gua do que a cal dolomtica, em que o

    xido de magnsio reage mais lentamente com a gua, sendo que parte no chega sequer a hidratar. Assim,

    a cal hidratada que se obtm a partir da cal dolomtica designada por cal dolomtica hidratada normal ou

  • Captulo 3

    3.44

    monohidratada, havendo contudo a possibilidade de obter cal dolomtica altamente hidratada (alta

    percentagem de xido de magnsio transformado em hidrxido) utilizando tcnicas de hidratao sob

    presso desenvolvidas nos Estados Unidos a partir do incio de 1940. A cal assim obtida tambm se designa

    por dihidratada (Castro, 1970).

    Notar que a cada uma das designaes, cal viva ou cal apagada, corresponde uma gama de diferentes

    quantidades de xido de clcio e de hidrxido de clcio, respectivamente. Esta diferena na quantidade

    origina vrios produtos com propriedades fsico-qumicas especficas que os tornam propcios para

    determinadas aplicaes em detrimento de outras. O quadro 3.4 sintetiza a questo da classificao dos

    vrios tipos de cal:

    A classificao de uma cal em calctica ou dolomtica pode ser obtida atravs da relao molecular Ca/Mg.

    Assim, na cal calctica pura esta relao igual a infinito, enquanto na cal dolomtica pura igual unidade.

    COMPOSIO DO CALCRIO DE BASE

    MODO DE OBTENO

    QUASE PURO 15 A 20% DE ARGILA PRESENA DE

    CARBONATO DE MAGNSIO

    CALCINAO CAL AREA VIVA CALCTICA CAL HIDRULICA CAL AREA VIVA DOLOMTICA

    CALCINAO +

    HIDRATAO CAL AREA APAGADA CAL HIDRULICA APAGADA

    CAL DOLOMTICA MONOHIDRATADA OU

    CAL DOLOMTICA HIDRATADA SOB

    PRESSO

    Quadro 3.4: Classificao dos vrios tipos de cal

    De acordo com a designao C 5-59 da ASTM (1968, in Castro, 1970), a cal viva pode ser classificada, em

    funo da rapidez com que hidrata, em rpida hidratao comea menos de 5 minutos aps adio de

    cal; mdia entre 5 e 30 minutos; e lenta mais de 30 minutos.

    A facilidade com que a cal apagada depende da sua composio qumica e da temperatura de calcinao.

    Os carbonatos de clcio decompe-se a temperaturas da ordem dos 900C e os carbonatos de magnsio a

  • Materiais Envolvidos na Estabilizao de Solos com Cal

    3.45

    cerca de 550C. Temperaturas demasiado elevadas do origem a um produto sobrecalcinado cuja

    hidratao muito morosa devido ao aumento da cristalinidade dos xidos. As cales dolomticas so mais

    afectadas pela sobrecalcinao, diminundo a sua reactividade de tal forma que o produto resultante se

    designa por dolomite calcinada inactiva (Castro, 1970).

    A cal viva, tratando-se de uma ligante areo, ao ser exposta ao ar apaga-se e combina com o anidrido

    carbnico do ar originando um produto pulverulento no activo designado por cal apagada ao ar. A cal

    hidratada, ao combinar com o dixido de carbono do ar tende a recarbonatar-se. Segundo a ASTM os

    mximos teores em anidrido carbnico admitidos para a cal viva e para a cal apagada so respectivamente

    10 e 7% (Castro, 1970).

    A partir da cal area possvel obter ainda um outro produto: o leite de cal. constitudo por uma suspenso

    de cal area hidratada, com teores entre 30 e 150 g/l, podendo ser obtido a partir de cal viva ou de cal

    hidratada. A obteno de leite de cal a partir de cal hidratada apresenta a vantagem de no desenvolver calor

    durante a reaco, visto a cal hidratada se apresentar j na forma de p. A obteno de leite de cal, a partir da

    cal viva, conseguida adicionando uma quantidade de gua muito superior que seria necessria para

    satisfazer toda a sua afinidade qumica em relao gua. O leite de cal obtido desta forma apresenta

    caractersticas que, segundo Neves (1993), dependem das caractersticas da cal viva original e da qualidade

    da gua.

    Conforme j referido, as rochas calcrias com considervel quantidade de partculas argilosas (entre 8 a

    20%), quando calcinadas a temperaturas superiores a 1200C originam cal hidrulica. Estas rochas contm

    geralmente um teor em carbonato de clcio entre 40 e 95% (Neves, 1993).

    A cal hidrulica pode, segundo Castro (1970), ser considerada como um produto intermdio entre a cal e o

    cimento, visto que para alm de manter algumas das propriedades da cal ganha presa com a gua. Contudo,

    a cal hidrulica nunca foi muito utilizada na estabilizao de solos. No quadro 3.5 apresentam-se algumas

    propriedades das cales actualmente comercializadas.

    ANLISE QUMICA

    (VALORES TPICOS) XIDO DE CLCIO HIDRXIDO DE CLCIO

  • Captulo 3

    3.46

    Ca (OH)2 ? 94% -

    Mg (OH)2 ? 1% -

    CO2 ? 1% ? 2.5%

    CaSO4 ? 0.5% -

    SiO2 ? 0.2% ? 0.15%

    Al2O3 + Fe2O3 ? 0.2% -

    CaO total - ? 92%

    CaO livre - ? 90%

    NOME XIDO DE CLCIO XIDO DE

    MAGNSIO HIDRXIDO DE

    CLCIO HIDRXIDO DE

    MAGNSIO IDENTIFICAO QUMICA

    FRMULA CaO MgO Ca (OH)2 Mg (OH)2

    SISTEMA CRISTALINO CBICO CBICO HEXAGONAL HEXAGONAL

    PONTO DE FUSO 2570C 2800C - -

    PONTO DE DECOMPOSIO - - 580C 345C

    PONTO DE EBULIO 2850C 3600C - -

    CALOR DE DISSOLUO A 18C +18.33Kg-cal - +2.79Kg-cal -

    PESO MOLECULAR 16.09 40.32 74.10 58.34

    DENSIDADE 3.40 3.65 2.34 2.40

    Quadro 3.5: Algumas propriedades das cales actualmente comercializadas

    Choquet (1972, in Neves, 1993) classificou a cal em funo dos teores em xido de clcio (cal area) e

    hidrxido de clcio (cal hidrulica); teores que por sua vez dependem do nvel de carbonato de clcio da

    rocha original, e que a seguir se indicam:

    ? Cal quimicamente pura: teor em CaO superior a 97% e teor em Ca?OH?2 superior a 97%

    ? Cal gorda: teor em CaO entre 85% e 97% e teor em Ca?OH?2 entre 85% e 96%

    ? Cal magra: teores em CaO e Ca?OH?2 inferiores a 85%

    XIDO DE CLCIO

    (CaO)

    HIDRXIDO DE CLCIO

    (Ca(OH)2)

    CALCITE

    (CaCO3)

    2.78 4.90 3.86

    2.41 3.10 3.04

    1.70 2.63 2.29

    - 1.93 2.10

  • Materiais Envolvidos na Estabilizao de Solos com Cal

    3.47

    Quadro 3.6: Medida dos principais minerais da cal pura (em Angstrms)

    Os minerais constituintes da cal podem ser identificados segundo as mesmas tcnicas utilizadas na

    identificao dos minerais argilosos, nomeadamente a tcnica de difraco de raios X. Os principais so a

    calcite, o xido de clcio e o hidrxido de clcio, estando as distncias reticulares em Angstrms, que os

    identificam nos difractogramas, indicadas no quadro 3.6.

    3.4.3 IDENTIFICAO DAS PROPRIEDADES DA CAL MAIS IMPORTANTES NA ESTABILIZAO

    O conhecimento das peculiares propriedades fsico-qumicas da cal fundamental para a sua utilizao

    como estabilizante de solos. As especificaes mais importantes relativas cal, resumidas a partir das

    recomendaes e directivas oficiais publicadas pelas autoridades francesas, esto indicadas no quadro 3.7.

    A granulometria constitui um factor influente noutras caractersticas da cal, como a velocidade de hidratao

    e o peso volmico. tambm importante para a homogeneidade da mistura quando a cal utilizada na

    estabilizao de solos. A granulometria condicionada, segundo Choquet (1972, in Neves, 1993), pela

    granulometria da rocha calcria; pelo processo de calcinao utilizado; pelo produto final obtido (cal viva ou

    cal apagada); e por eventuais moagens adicionais justificadas pela utilizao que se pretende dar cal.

    CAL VIVA

    CAL HIDRATADA

    FRACO GRANULOMTRICA 0/2 mm -

    MATERIAL PASSADO NO PENEIRO DE

    DIMENSO 0.2 mm ? 90% - CRITRIOS RELATIVOS

    GRANULOMETRIA MATERIAL PASSADO NO PENEIRO DE

    DIMENSO 80?m ? 50%

    MATERIAL PASSADO NO PENEIRO DE

    DIMENSO 80?m ? 90%

    TEOR EM CaO LIVRE ? 80% TEOR EM CaOH2 LIVRE ? 50% CRITRIOS RELATIVOS

    COMPOSIO QUMICA E TEOR EM CaOH2 < 5% -

  • Captulo 3

    3.48

    A REACTIVIDADE TESTE DE REACTIVIDADE GUA:

    TEMPERATURA FINAL > 60C OBTIDA EM

    MENOS DE 25 MINUTOS

    TEOR EM GUA LIVRE ? 2%

    Quadro 3.7: Resumo das especificaes constantes na norma francesa NFP 98-101 (Julho 1991)

    Normalmente a cal obtida em fornos verticais possu