1.1 A origem dos solos
Todos os solos se originam da decomposição das rochas que constituíam inicialmente a crosta terrestre. A decomposição é decorrente de agentes físicos e químicos. Variações de temperatura provocam trincas, nas quais penetra a água, atacando quimicamente os minerais. O congelamento da água nas trincas, entre outros fatores, exerce elevadas tensões, do que decorre maior fragmentação dos blocos. A presença da fauna e flora promove o ataque químico, através de hidratação, hidrólise, oxidação, lixiviação, troca de cátions, carbonatação, etc. O conjunto destes processos, que são muito mais atuantes em climas quentes do que em climas frios, leva à formação dos solos que, em conseqüência, são misturas de partículas pequenas que se diferenciam pelo tamanho e pela composição química. A maior ou menor concentração de cada tipo de partícula num solo depende da composição química da rocha que lhe deu origem.
1.2 Classificação dos solos pela sua origem
A classificação dos solos pela sua origem é um complemento importante para o conhecimento das ocorrências e para a transmissão de conhecimentos acumulados. Algumas vezes, a indicação da origem do solo é tão ou mais útil do que a classificação sob o ponto de vista da constituição física.
Os solos podem ser classificados em dois grandes grupos: solos residuais e solos transportados.
Solos residuais são aqueles resultantes da decomposição das rochas que se encontram no próprio local em que formaram. Para que eles ocorram, é necessário que a velocidade de decomposição da rocha seja maior do que a velocidade de decomposição por agentes externos. A velocidade de decomposição depende de vários fatores, entre os quais a temperatura, o regime de chuva e a vegetação. As condições existentes nas regiões tropicais são favoráveis a degradações mais rápidas da rocha, razão pela qual as maiores ocorrências de solos residuais ocorrem nestas regiões, entre elas o Brasil.
Figura 1.1 – Perfil de solo residual de decomposição de gnaisse (Vargas, 1981)
Os solos residuais se apresentam em horizontes com grau de intemperização decrescente. Vargas (1981) identifica as seguintes camadas, cujas transições são gradativas, conforme mostra a Figura 1.1.
Solo residual maduro: superficial ou sotoposto a um horizonte “poroso” ou “húmico”, e que perdeu toda a estrutura original da rocha-mãe e tornou-se relativamente homogêneo.
Saprolitro ou solo saprolítico: solo que mantém a estrutura original da rocha-mater, mas perdeu a consistência da rocha. Visualmente pode confundir-se com uma rocha alterada, mas apresenta pequena resistência ao manuseio. É também chamado de solo residual jovem ou solo de alteração de rocha.
Rocha alterada: horizonte em que a alteração progrediu ao longo de fraturas ou zonas de menor resistência, deixando intactos grandes blocos da rocha original.
Em se tratando de solos residuais, é de grande interesse a indicação da rochamãe, pois ela condiciona, entre outras coisas, a própria composição física. Solos residuais de basalto são predominantemente argilosos, os de gnaisse são siltosos e os granitos apresentam teores aproximadamente iguais de areia média, silte e argila, etc.
Solos transportados são aqueles que foram levados ao seu local atual por alguns agentes de transporte. As características dos solos são função do agente transportador.
Solos formados por ação da gravidade dão origem a solos coluvionares. Entre eles estão os escorregamentos das escarpas da Serra do Mar, formando os tálus nos pés do talude, massas de materiais muito diversos e sujeitos a movimentações de rastejo. Têm sido também classificados como coluviões, solos superficiais do planalto brasileiro depositados sobre solos residuais.
Solos resultantes do carregamento pela água são os aluviões, ou solos aluvionares.
Sua composição depende da velocidade das águas no momento de deposição. Existem aluviões essencialmente arenosos, bem como aluviões muito argilosos, comuns nas várzeas quaternárias dos córregos e rios. Registra-se também a ocorrência de camadas sobrepostas de granulometrias distintas, devidas a diversas épocas e regimes de deposição.
O transporte pelo vento dá origem aos depósitos eólicos. O transporte eólico provoca o arredondamento das partículas, em virtude do seu atrito constante. As areias constituintes dos arenitos brasileiros são arredondadas, por ser esta uma rocha sedimentar com partículas previamente transportadas pelo vento.
O transporte por geleiras dá origem aos drifts, muito freqüentes na Europa e nos Estados Unidos, mas com pequena ocorrência no Brasil.
1.3 Solos orgânicos
São chamados solos orgânicos àqueles que contém uma quantidade apreciável de matéria decorrente de decomposição de origem vegetal ou animal, em vários estágios de decomposição. Geralmente argilas ou areias finas, os solos orgânicos são de fácil identificação, pela cor escura e pelo odor característico. A norma norte-americana classifica como solo orgânico àquele que apresenta L de uma amostra seca em estufa menor do que 75% do L de amostra natural sem secagem em estufa. O teor de matéria orgânica pode ser determinado pela secagem em mufla a 540°C.
Solos orgânicos geralmente são problemáticos por serem muito compressíveis.
Eles são encontrados no Brasil principalmente nos depósitos litorâneos, em espessura de dezenas de metros, e nas várzeas dos rios e córregos, em camadas de 3 a 10 m de espessura. O teor de matéria orgânica em peso tem variado de 4 a 20%. Por sua característica orgânica, apresentam elevados índices de vazios, e por serem de sedimentação recente, normalmente adensados, possuem baixa capacidade de suporte e considerável compressibilidade.
Em algumas formações, ocorre uma importante concentração de folhas e caules em processo incipiente de decomposição, formando as turfas. São materiais extremamente deformáveis, mas muito permeáveis, permitindo que os recalques, devidos a carregamentos externos, ocorram rapidamente.
1.4 Tamanho das partículas
A primeira característica que diferencia os solos é o tamanho das partículas que os compõem. Numa primeira aproximação, pode-se identificar que alguns solos possuem grãos perceptíveis a olho nu, como os grãos de pedregulho ou a areia do mar, e que outros têm os grãos tão finos que, quando molhado, se transformam numa pasta (barro), não podendo se visualizar as partículas individualmente.
A diversidade do tamanho dos grãos é enorme. Não se percebe isto num primeiro contato com o material, simplesmente porque parecem todos muito pequenos perante os materiais com os quais se está acostumado a lidar. Mas alguns são consideravelmente menores do que outros. Existem grãos de areia com dimensões de 1 a 2mm, e existem partículas de argila com espessuras da origem de 10 Å (0,000001 m). Isto significa que, se uma partícula de argila fosse ampliada de forma a ficar com o tamanho de uma folha de papel, o grão de areia citado ficaria com diâmetros da ordem de 100 a 200 metros, um quarteirão.
Num solo, geralmente convivem partículas de tamanhos diversos. Não é fácil identificar o tamanho das partículas pelo simples manuseio do solo, porque grãos de areia, por exemplo, podem estar envoltos por uma grande quantidade de partículas argilosas, finíssimas, ficando com o mesmo aspecto de uma aglomeração formada exclusivamente por uma grande quantidade destas partículas. Quando secas, as duas formações são muito semelhantes.Quando úmidas, entretanto, a aglomeração de partículas argilosas se transforma em uma pasta fina, enquanto a partícula arenosa revestida é facilmente reconhecida pelo tato.
Denominações específicas são empregadas para as diversas faixas de tamanhos de grãos; seus limites, entretanto, variam conforme os sistemas de classificação. Os valores adotados pela ABNT –Associação Brasileira de Normas Técnicas – são os indicados na Tabela 1.1.
Tabela 1.1 – Limites das frações de solo pelo tamanho dos grãos
Fração Limites definidos pela Norma da ABNT
Matacão de 25 cm a 1 m
Pedra de 7,6 cm a 25 cm
Pedregulho de 4,8 cm a 7,6 cm Areia grossa de 2,0 cm a 4,8 cm Areia média de 0,042mm a 2,0 cm Areia fina de 0,05 m a 0,042 m
Silte de 0,005 m a 0,05 m Argila inferior a 0,005 m
Diferentemente desta terminologia adotada pela ABNT, a separação entre as frações silte e areia é freqüente tomada como 0,075 m, correspondente à abertura da peneira nº 200, O conjunto de silte e argila é denominado como a fração de finos do solo, enquanto o conjunto areia e pedregulho é denominado fração grossa ou grosseira do solo. Por outro lado, a fração argila é considerada, com freqüência, como a fração abaixo do diâmetro de 0,002 m, que corresponde ao tamanho mais próximo das partículas de constituição mineralógica dos minerais-argila.
1.5 Constituição mineralógica
As partículas resultantes da desagregação de rochas dependem da composição da rocha matriz.
Algumas partículas maiores, dentre os pedregulhos, são constituídas freqüentemente de agregações de minerais distintos. É mais comum, entretanto, que as partículas sejam constituídas de um único mineral. O quartzo, presente na maioria das rochas, é bastante resistente à desagregação e forma grãos de silte e areia. Sua composição química é simples, SiO2, as partículas são equidimensionais, como cubos ou esferas, e ele apresenta baixa atividade superficial. Outros minerais, como feldspato, gipsita, calcita e mica, também podem ser encontrados neste tamanho.
Os feldspatos são os minerais mais atacados pela natureza, dando origem aos argilo-minerais, que constituem a fração mais fina dos solos, geralmente com dimensão inferior a 2 m. Não só o reduzido tamanho mas, principalmente, a constituição mineralógica faz com que estas partículas tenham um comportamento extremamente diferenciado em relação ao dos grãos de silte e areia.
Os argilo-minerais apresentam uma estrutura complexa. Uma abordagem detalhada deste tema foge ao intuito desta apostila, uma síntese do assunto, que permite compreender o comportamento dos solos argilosos perante a água, é apresentada a seguir, tomando-se como exemplo três dos minerais mais comuns na natureza (a caulinita, a ilita e a esmectita), que apresentam comportamentos bem distintos, principalmente na presença de água.
Na composição química das argilas, existem dois tipos de estruturas: uma estrutura de tetraedros justapostos num plano, com átomos de oxigênio que pertencem simultaneamente a ambas. Alguns minerais-argila são formados por uma camada tetraédrica e uma octaédrica (estrutura de camada 1:1), determinando uma espessura da ordem de 7 Å (1 Angstron = 10-10 m), como a caulinita, cuja estrutura está representada na Figura 1.2. As camadas assim constituídas encontram-se firmemente empacotadas, com ligações de hidrogênio que impedem sua separação e que entre elas se introduzam moléculas de água. A partícula resultante fica com espessura da ordem de 1.0 Å, sendo sua dimensão longitudinal de cerca de 10.0 Å.
Figura 1.2 – Estrutura de uma camada de caulinita; (a) atômica, (b) simbólica
Noutros minerais o arranjo octaédrico é encontrado entre duas estruturas do arranjo tetraédrico (estrutura de camadas 2:1), definindo uma espessura de cerca de 10 Å. Com esta constituição estão as esmectitas e as ilitas, cujas estruturas simbólicas estão apresentadas na Figura 1.3. Nestes minerais, as ligações entre as camadas se fazem por íons O²- e O²+ dos arranjos tetraédricos, que são mais fracos que a ligações entre camadas de caulinita, em que íons O²+ da estrutura tetraédrica se ligam a OH- da estrutura octaédrica. As camadas ficam livres, e as partículas, no caso das esmectitas, ficam com a espessura da própria camada estrutural, que é de 10 Å. Sua dimensão longitudinal também é reduzida, ficando com cerca de 1.0 Å, pois as placas se quebram por flexão.
As partículas de esmectita apresentam um volume 10-4 vezes menor do que as de caulinita e uma área 10-2 vezes menor. Isto significa que para igual volume ou massa, a superfície das partículas de esmectita é 100 vezes maior do que das partículas de caulinita. A superfície específica (superfície total de um conjunto de partículas dividida pelo seu peso) das caulinitas é da ordem de 10 m²/g, enquanto que a das esmectitas é de cerca de 1.000m²/g. As forças de superfície são muito importantes no comportamento de partículas coloidais, sendo a diferença de superfície específica uma indicação da diferença de comportamento entre os solos com distintos minerais-argila.
Figura 1.3 – Estrutura simbólica de minerais com camada 2:1; (a) esmectita com duas camadas de moléculas de água, (b) ilita
O comportamento das argilas seria menos complexo se não ocorressem imperfeições na sua composição mineralógica. É comum, entretanto, a ocorrência de um átomo de alumínio, Al³+, substituindo um de silício, Si4+, na estrutura tetraédrica, e que na estrutura octaédrica, átomos de alumínio estejam substituídos por outros átomos de menor valência, como o magnésio, Mg++. Estas alterações são definidas como substituições isomórficas, pois não alteram o arranjo dos átomos, mas as partículas resultam com uma carga negativa.
Para neutralizar as cargas negativas, existem cátions livres nos solos, por exemplo, cálcio, Ca++, ou sódio, Na+, aderidos às partículas. Estes cátions atraem camadas contíguas, mas com força relativamente pequena, o que não impede a entrada de água entre as camadas. A liberdade de movimento das placas explica a elevada capacidade de absorção de água de certas argilas, sua expansão quando em contato com a água e sua contração considerável ao secar.
As bordas das partículas argilosas apresentam cargas positivas, resultantes das descontinuidades da estrutura molecular, mas íons negativos neutralizam estas cargas. Os cátions e íons são facilmente trocáveis por percolação de soluções químicas. O tipo de cátion presente numa argila condiciona o seu comportamento. Uma argila esmectita com sódio absorvido, por exemplo, é muito mais sensível à água do que tendo cálcio absorvido. Daí a diversidade de comportamentos apresentados pelas argilas e a dificuldade de correlacioná-los por meio de índices empíricos.
1.6 Solos lateríticos
A pedologia é o estudo das transformações da superfície dos depósitos geológicos, dando origem a horizontes distintos, ocorrendo tanto em solos residuais como nos transportados. Os fatores que determinam as propriedades dos solos considerados na pedologia são: (1) a rocha matriz, (2) o clima e a vegetação, (3) organismos vivos, (4) topografia, e (5) o tempo de exposição a estes fatores. Na engenharia civil, as classificações pedológicas são utilizadas principalmente pelos engenheiros rodoviários, que lidam com solos superficiais e que encontram úteis correlações entre o comportamento de pavimentos e taludes com estas classificações.
A identificação dos solos lateríticos é de particular interesse para o Brasil, já que são típicos da evolução de solos em climas quentes, com regime de chuvas moderadas a intensas. A denominação de lateríticos se incorporou na terminologia dos engenheiros, embora não seja mais usada nas classificações pedológicas. Os solos lateríticos têm sua fração argila constituída predominantemente de minerais cauliníticos e apresentam elevada concentração de ferro e alumínio na forma de óxidos e hidróxidos, donde vem sua peculiar coloração avermelhada. Estes sais se encontram, geralmente, recobrindo agregações de partículas argilosas.
Os solos lateríticos apresentam-se na natureza, geralmente não-saturados e com índice de vazios elevado, daí sua pequena capacidade de suporte. Quando compactados, entretanto, sua capacidade de suporte é elevada, sendo por isto muito empregado em pavimentação e em aterros. Depois de compactado, um solo laterítico apresenta contração se o teor de umidade diminuir, mas não apresenta expansão na presença de água. Uma metodologia de classificação, que permite a identificação dos solos de comportamento laterítico, foi desenvolvida pelo Prof. Job S. Nogami e vem sendo empregada por alguns órgãos rodoviários do País.