ASPECTOS GERAIS DO COMPORTAMENTO DO SOLO NO CONTEXTO DE MOVIMENTOS DE MASSA

Segundo Leroueil et al. (1996) e Leroueil (2001) para um bom entendimento do comportamento de movimentos de massa, envolvendo uma variedade de materiais e contextos, é necessário um significativo conhecimento a respeito do comportamento tensão-deformação-tempo dos solos. As características do comportamento da maioria dos solos e rochas brandas podem ser descritas utilizando-se os conceitos de estado crítico e a curva de escoamento. Este fato já foi provado por Leroueil & Vaugan (1990) aplicado a solos saturados e estruturados (solos moles, rochas brandas).

Considerando-se a curva de escoamento de um solo saturado ilustrada no diagrama de tensões representado na Figura 2.3, alguns aspectos podem ser abordados. A princípio, admitia-se que na área delimitada pela curva de escoamento ocorriam apenas

deformações predominantemente elásticas. Estudos realizados por Jardine et al. (1991); Jardine (1992); Hight & Higgins (1994) (a partir de Leroueil & Hight, 2003) descobriram que apenas na Zona 1 representada pelas condições iniciais de tensões, o solo apresenta comportamento elástico-linear caracterizado por pequenas deformações. Na Zona 2 o material apresenta comportamento elástico não-linear, e na Zona 3 ocorre o desenvolvimento de deformações visco-plásticas até ocorrer a ruptura ao atingir a envoltória de resistência de pico de um material pré-consolidado. O tamanho destas zonas é influenciado pela velocidade de deformação e pelo grau de microestruturação do solo. Quando o solo é cisalhado a grandes deformações, o mesmo atinge a linha de estado crítico (CSL), correspondendo a resistência de um material normalmente consolidado. A acumulação de deformações pelo “creep” com o tempo resulta num deslocamento aparente da curva de escoamento, e em particular, numa redução da envoltória de resistência de pico do solo pré-adensado (Tavernas & Leroueil, 1981) (a partir de Leroueil et al. 1996).

Figura 2.3. Elementos básicos do comportamento do solo (Leroueil, 2001).

Tavernas & Leroueil (1981) (a partir de Leroueil, 2001) aplicaram os conceitos acima descritos para análise de comportamento de movimentos de massa em argilas saturadas. O ponto D representado na Figura 2.4 representa num talude perfeitamente estável, com as condições de tensão num domínio pré-adensado. Como o lençol freático num talude varia sazonalmente, as condições de tensão flutuam entre os limites Lw (correspondente a rebaixamento do lençol freático) para o limite Hw (correspondente à condição elevação do lençol freático). De acordo com o exposto, a velocidade de deformação no

creep varia sazonalmente, sendo maiores quando ocorre elevação do lençol frático. A ruptura local é iniciada quando o estado de tensão Hw (Figura 2.4), atinge a envoltória de resistência de pico. Depois de atingido o pico, as condições de tensão se movem progressivamente até atingir a linha de estado crítico (CSL), onde parte das tensões são transferidas para os elementos vizinhos do solo. Este fenômeno é chamado de ruptura progressiva o qual se estende dentro de uma contínua superfície de cisalhamento dentro da massa de solo e conseqüentemente podendo vir a acionar um deslizamento.

Figura 2.4. Efeito esquemático do creep e condições de tensão efetiva em encostas naturais por ocasião de oscilações do nível d´água (Leroueil et al., 1996).

A parte superior da curva limite de estado, correspondendo à envoltória de pico no domínio pré-consolidado, tem significativa importância no desenvolvimento de rupturas em encostas; sendo influenciada por diversos fatores tais como: velocidade de deformação, anisotropia, rotação das tensões aplicadas, índice de vazios, do tamanho das amostras ensaiadas, fadiga, desestruturação, intemperismo e variação na sucção para o caso de solos não saturados (Leroueil, 2001).

Outro aspecto a ser comentado diz respeito a solos microestruturados, existindo várias características particulares no comportamento destes solos. Como indicado por Burland (1990) e Leroueil & Vaughan (1990) entre outros, a maioria dos solos naturais e rochas brandas são microestruturados. Isto significa que a um dado índice de vazios, estes solos podem sustentar tensões maiores do que o mesmo material não-estruturado. Existem várias causas para o desenvolvimento da microestrutura em solos e rochas brandas:

compressão secundária, tixotropia, cimentação, etc. Uma das características do comportamento deste tipo de solo é que sua envoltória de resistência de pico situa-se acima da envoltória do mesmo material quando não estruturado. O estado de tensões atingido nestes solos, a grandes deformações (ponto C da Figura 2.3) situa-se dentro da curva de escoamento do mesmo material no estado intacto.

O efeito da microestrutura pode ser observado ao se comparar às curvas de compressão de um solo no estado natural (indeformado) com as deste material reconstituído (remoldado). Conforme ilustra a Figura 2.5, observa-se que a pressão de pré- consolidação deste solo (Ponto P) é maior no seu estado natural em relação à amostra remoldada; indicando que este solo é realmente estruturado quando da formação do depósito (Cottechia & Chandler, 1997; Cotecchia, 2002) (a partir de Leroueil and Hight, 2003). Por causa da microestrutura, este solo pode atingir um domínio no espaço e - logσv que não é permitido para o mesmo solo quando não microestuturado.

Figura 2.5. Compressão unidimensional da argila Pappadai no estado natural e reconstituída (Cotecchia & Chandler, 1997; Cotecchia, 2002) (a partir de Leroueil & Hight, 2003).

Para caracterizar a microestrutura de solos em termos de compressibilidade, Burland (1990) mostrou que a relação entre índice de vazios e a tensão vertical para depósitos normalmente consolidados (linha de compressão sedimentar - SCL) é diferente da linha

de compressão obtida em laboratório (linha de compressão intrínseca - ICL) utilizando amostras de argila reconstituídas. O termo “intrínseca” refere-se a toda propriedade básica, ou herdada, de um dado solo preparado em uma maneira especificada, que são independentes do estado natural deste solo. Segundo Burland (1990), estas propriedades podem ser obtidas a partir de uma amostra reconstituída com uma umidade entre LL e 1,5 LL (de preferência 1,25 LL) e consolidada, preferencialmente, sob condição unidimensional. A curva de consolidação para esta amostra será denominada de linha de compressão intrínseca (ICL), sendo considerada uma referência para o solo no estado natural. Como ilustrado na Figura 2.6, sob uma dada tensão efetiva, o índice de vazios do solo no estado natural é maior do que o mesmo solo quando reconstituído.

Figura 2.6. Comparação entre as curvas de compressão unidimensional de argilas normalmente adensadas no estado natural e a curva obtida em laboratório através de amostras reconstituídas (Burland, 1990).

Por definição, desestruturação corresponde à quebra de ligações entre partículas ou agregados, induzindo a um decréscimo na resistência do material. Em solos ou rochas brandas microestruturadas, o limite da curva de escoamento reflete o índice de vazios do material, sua história de tensão e a resistência das ligações entre partículas ou

agregados. Quando a trajetória de tensões efetivas atinge o limite da curva de escoamento, uma grande parte das ligações são quebradas e o material é, conseqüentemente, desestruturado. Como conseqüências da desestruturação temos o decréscimo na rigidez do solo dentro do limite da curva de escoamento, o decréscimo na envoltória de resistência de pico e na pressão de pré-consolidação e o decréscimo do índice de compressão (Leroueil, 2001).

A desestruturação pode ser obtida por compressão, por cisalhamento, por expansão, por intemperismo e por fadiga. Desestruturação por compressão pode ser verificada na Figura 2.7, onde se pode observar o fenômeno de desestruturação progressiva. A argila de Laviano foi carregada e descarregada ciclicamente num ensaio edométrico, com aumento das tensões a cada ciclo (Picarelli, 1991) (a partir de Leroueil & Hight, 2003).

Figura 2.7. Resultados de ensaios edométricos na argila de Laviano (Picarelli, 1991) (partir de Leroueil & Hight, 2003).

O efeito da desestruturação também pode ser observado no cisalhamento. É relativamente difícil de quantificar por causa da possível formação de descontinuidades em ensaios triaxiais, com possível orientação de partículas. A Figura 2.8 ilustra o efeito da desestruturação de argilas no cisalhamento. A argila desestruturada apresenta menor rigidez e atinge uma menor resistência a grandes deformações, resultando em envoltórias de ruptura menores do que as envoltórias no estado intacto.

Figura 2.8. Relação tensão-deformação obtidas de ensaios triaxiais não drenados em argilas intactas e desestruturadas (Tavenas & Leroueil, 1987) (a partir de Leroueil & Hight, 2003).

A Figura 2.9 mostra envoltórias de resistência obtidas de um solo intacto e deste mesmo solo primeiramente seco ao ar. A envoltória de resistência do solo quando seco ao ar situa-se abaixo da envoltória do mesmo solo no estado intacto, indicando algum efeito de desestruturação.

A desestruturação por expansão ocorre em materiais em que as ligações entre as partículas não são fortes o suficiente para resistir às forças de expansão geradas quando as tensões efetivas são reduzidas. A desestruturação por intemperismo está geralmente associada com os fenômenos climáticos ou ações químicas. Estes fatores conduzem a uma degradação das ligações entre partículas e agregados resultando também em uma diminuição da resistência (Leroueil, 2001).

Figura 2.9. Envoltórias de resistência de amostras intactas, secas ao ar e reconstituídas (Rampello, 1991) (a partir de Leroueil & Hight, 2003).

Outro aspecto de grande relevância no entendimento de movimentos de massa em geral diz respeito à resistência residual. Ao serem atingidos grandes deslocamentos, as partículas de forma lamelar tendem a se orientarem na direção paralela do cisalhamento, atingindo a resistência residual. Este comportamento é influenciado principalmente pela mineralogia e pela forma das partículas, e por uma série de fatores entre os quais destacam-se as tensões aplicadas, o tipo e a velocidade de cisalhamento e a composição química do fluido da água presente no solo (Skempton, 1985; Di Maio, 1996a, b; Tika et al., 1996).

O modo de cisalhamento de solos a grandes deformações foi estudado por Lupini et al. (1991). As principais conclusões são ilustradas na Figura 2.10 a qual apresenta o ângulo de atrito residual φ´r e o ângulo de atrito no estado crítico de misturas de areia-bentonita.

Quando a percentagem de partículas de forma lamelar (bentonita) é pequena, não ocorre reorientação das partículas, o cisalhamento é descrito como turbulento, apresentando ângulo de atrito residual um pouco inferior ao ângulo de atrito no estado crítico. Quando a percentagem de partículas de forma lamelar é grande, ocorre uma reorientação dessas partículas, o cisalhamento é descrito como deslizante, apresentando ângulo de atrito residual significativamente menor do que o ângulo de atrito no estado crítico. Entre os dois modos de cisalhamento encontra-se o modo transicional, o qual apresenta

partículas de forma arredondada impedindo o desenvolvimento de uma contínua e orientada superfície de cisalhamento.

Figura 2.10. Ensaios ring shear em misturas de areia-bentonita (Skempton, 1985; baseado no trabalho de Lupini et al., 1981).

Com relação às tensões aplicadas, para a maioria dos solos argilosos, a relação entre resistência residual e tensão normal efetiva é não-linear (Bishop et al, 1971; Skempton, 1985; Stark & Eid, 1994); ou seja, ocorre decréscimo do ângulo de atrito residual com o aumento das tensões impostas. Esse decréscimo em φR′ foi presumidamente associado

com o aumento do grau de orientação das partículas de argila sob tensões normais mais elevadas. Este fato é ilustrado pelos dados obtidos por Picarelli (1991) ilustrados na Figura 2.11.

Observou-se também que a resistência residual de amostras da argilas de Laviano amolgadas, medidas por ensaios de cisalhamento direto e ensaios “ring shear”, eram significativamente menores do que as das amostras indeformadas (Figura 2.11). Esses resultados discordam dos encontrados anteriormente por Skempton (1964), onde este autor afirmou que o ângulo de atrito residual era independe da condição inicial da amostra. De acordo com Chandler (1969), os resultados obtidos por Picarelli (1991) são atribuídos à distribuição granulométrica dos grãos grossos das amostras indeformadas, onde a superfície de cisalhamento era constituída de agregados de argila, fazendo com

que o tamanho efetivo dos grãos presentes nas amostras indeformadas sejam considerados mais grossos do que os das amostras amolgadas. Fazendo referência a Figura 2.10, o comportamento da argila de Laviano provavelmente passa do modo deslizante, quando na situação amolgada, para o modo transicional, quando na situação indeformada.

Figura 2.11. Resistência residual da argila de Laviano (Picarelli, 1991).

Com relação à velocidade de cisalhamento, Skempton (1985), avaliou o efeito de baixas velocidades de cisalhamento na resistência residual em solos argilosos. Para tanto, foram realizados testes com velocidades 100 vezes maiores e 100 vezes menores que a faixa usual de velocidade de 0,005mm/min utilizada em laboratório. Pode-se concluir que a variação na resistência residual é menor do que 2,5 % / ciclo logarítmico; e para velocidades usuais de laboratório de 0,002 a 0,01mm/min esta variação era desprezível. Segundo Leroueil (2001) o efeito da velocidade na resistência residual deve se levado em consideração especial quando considerados movimentos de massa em estágio de reativação.