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ORIGEN Y FORMACION DE LOS SUELOS
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UNIDAD
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Los suelos provienen de las rocas. Su formación se da a través de un proceso de
transformación del material que la conforma, llamado meteorización o intemperismo,
en el cual la roca es atacada por mecanismos de desintegración y descomposición
que se atribuyen al agua, la atmósfera, las plantas, la vida animal, al clima y al
tiempo.
Estos elementos pueden ser clasificados dentro de dos grupos de agentes
generadores de suelos, según su acción se considere de tipo físico o químico.
1.1 AGENTES GENERADORES DE SUELOS
Los agentes generadores de suelos pueden incluirse en dos grupos fundamentales:
desintegraciónmecánica y descomposiciónquímica.
La desintegración se debe a procesos físicos; es decir, no se produce alteración de
los minerales constitutivos de la roca, sino únicamente una separación entre ellos. La
descomposición debe atribuirse a procesos químicos, en los cuales ocurre una
transformación de unos minerales en otros.
Es evidente que los procesos de desintegración y descomposición se presentan
conjuntamente y en muy pocos casos actúan aisladamente. El agrietamiento o
fisuramiento de una roca por algún agente físico, facilita los procesos de
descomposición química, pues mayores áreas se exponen a la acción de los
agentes químicos, principalmente el agua.
De la misma manera, la descomposición química puede debilitar la roca, haciéndola
más susceptible a la acción de los agentes de desintegración mecánica. Sin
embargo los fenómenos pueden darse por separado bajo circunstancias especiales.
En estos casos se esperaría que la desintegración mecánica produzca suelos

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arenosos o limosos. La descomposición química por su parte, produce
fundamentalmente suelos arcillosos.
El fenómeno de la erosión también está asociado al proceso de formación de suelos,
pues a través de él se dan la remoción y transporte de los materiales producto del
intemperismo.
1.1.1 Causas de la desintegración de las rocas
La desintegración física de las rocas, es el proceso por el cual estas se separan en
fragmentos cada vez más pequeños, como resultado de la acción de fuerzas físicas.
Dichas fuerzas pueden ser de origen interno, como lo son las desarrolladas por
dilatación y contracción desigual de las distintas partes de la roca producida por los
cambios de temperatura, o las originadas por las expansiones debidas a la
transformación química de minerales o a la reducción de las presiones de
confinamiento.
O pueden ser, fuerzas de origen externo ocasionadas por movimientos del agua, del
hielo, de fragmentos de rocas que chocan entre sí, etc.
1) Causas de fuerzas de origen interno
a) Cambios de temperatura. En las rocas de grano grueso especialmente, los
diferentes coeficientes de dilatación de los distintos minerales hacen que, al
presentarse variaciones grandes de temperatura, se produzcan esfuerzos in-
ternos en la masa de la roca que pueden agrietarla y dividirla en fragmentos
más pequeños, hasta desintegrarla. Además, también pueden resultar
esfuerzos internos de la dilatación y contracción diferencial entre la parte
externa y la parte interna de una roca.
Esta causa de desintegración es muy importante en las regiones desérticas,
donde se registran altas temperaturas durante el día y muy bajas durante las
noches, lo que produce cambios de varias decenas de grados en el
transcurso de un día.
Otro factor asociado a las temperaturas lo constituyen los incendios que son
relativamente frecuentes en bosques o en zonas de maleza, los cuales
pueden generar calor suficiente para romper las rocas.

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b) Expansiones debidas a la meteorización química. Cuando ciertos
minerales sufren transformación de tipo químico, el producto resultante puede
adquirir un volumen mayor que el del material original. Este es el caso de la
formación de hidratos a partir de feldespatos, que origina tensiones en la roca
que dan lugar, según se cree, al intemperismo esferoidal conocido como exfo-
liación. Esta consiste en un proceso de separación de hojas o lajas curvas de
la roca grande, a la manera de costras que se van descascarando una
tras otra, al cual son más susceptibles las rocas ígneas, tales como el granito,
la diorita y el gabro.
c) Expansiones debidas a la reducción de presiones confinantes. Puede
producirse por los movimientos de los macizos rocosos a causas de fallas o
deslizamientos de ocurrencia súbita, que producen una descompresión de las
masas y un agrietamiento lógico por la reducción de la presión de
confinamiento.
d) La congelación del agua. Al congelarse el agua que se encuentra dentro de
las grietas y fisuras de las rocas, el agua aumenta su volumen, lo que
produce grandes esfuerzos internos, ocasionando el fracturamiento de la
roca. Este fenómeno tiene mucha importancia en las zonas templadas de la
Tierra y en las grandes alturas.
a) La acción de cristales de sales depositados por agua infiltrada. Al
degradarse las sales de las aguas dentro de las fisuras de la roca, se produce
un efecto similar, lo cual aumenta el agrietamiento de las rocas.
b) El crecimiento de las raíces de las plantas. Físicamente actúa cuando las
raíces de las plantas ingresan a la masa de la roca por las grietas; el
crecimiento de ellas dentro de la masa producirá una especie de fuerza de
cuña, que propicia el agrietamiento del material.
2) Fuerzas de origen externo.
Son las producidas por el movimiento del agua, del hielo, del viento y de los
fragmentos de las mismas rocas
Sus principales efectos son:
a) La erosión producida por el agua corriente, cuyo efecto abrasivo por el

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golpeteo constante contra las rocas produce formas de desintegración.
b) La abrasión debida al hielo deslizante de los glaciares, que arrastra pedazos
de roca consigo.
c) Los golpes y la abrasión mutua producida entre las rocas.
d) El impacto de las olas contra las rocas, en los litorales.
e) La abrasión producida por las arenas arrastradas por el viento, en las
regiones desérticas.
En mucha menor escala se tienen la acción del hombre y la de algunos animales, los
cuales propician en gran medida la modificación del relieve, el paisaje y en general
de la topografía, a través de mecanismos de erosión.
1.1.2 Clases de Descomposición Química
Las principales clases de meteorización química son la oxidación, la carbonatación,
la hidratación y la producida por los efectos químicos de la vegetación y .
1) Oxidación. Las rocas cuyos minerales están constituidos por hierro, aluminio,
silicio y en general por minerales ferromagnesianos, son atacados por el
oxígeno presente en el agua, formando oxidos y nuevos minerales. De ellos
resultan óxidos de hierro comunes como la hematita y la limonita, que dan a los
suelos colores rojizo, café o amarillo característicos.
2) Carbonatación. Consiste en la acción del agua lluvia conjuntamente con la del
anhídrido carbónico, con la cual se forma ácido carbónico, que ataca minerales
de hierro, calcio, magnesio, sodio y potasio; como resultado de esta unión se
producen carbonatos (solubles) y bicarbonatos (menos solubles) de estos
elementos. El ácido carbónico es un ácido débil, pero como agente de
meteorización es muy importante, pues llega en grandes cantidades con el
agua de lluvia; su acción, en consecuencia, se muestra con mayor intensidad
en regiones de alta precipitación.
3) Hidratación. Consiste en absorción de agua que pasa a combinarse
químicamente con los minerales de las rocas, destruyendo la organización de
sus moléculas y formando nuevos minerales.
La hidratación convierte los silicatos inestables de aluminio de las rocas
cristalinas en minerales arcillosos. Igualmente la hidratación de los feldespatos

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puede producir minerales arcillosos, en tanto que de la anhidrita puede llegarse
a la formación del yeso.
La intensidad de la meteorización química depende, en definitiva, de la cantidad de
agua que entre en acción y de la magnitud de los cambios de temperaturas, así
como de la acción de materias disueltas en el agua como: oxígeno, ácido carbónico,
amoníaco, cloruros, sulfatos, etc.
Es por ello por lo que en los trópicos se presenta más intensamente el intemperismo
químico que en las otras partes del planeta. En los desiertos la escasez de agua da
por efecto abundancia de roca y arenas, resultantes estas últimas de desintegración
física con poca o ninguna descomposición química. En las regiones de altas
montañas igualmente, la meteorización química es poco intensa, debido a las
bajas temperaturas; esto da muchas rocas al descubierto. En los trópicos por
el contrario, se encuentran de ordinario capas muy espesas de suelo, en especial
fino granular, sin alcanzarse la roca sana en profundidades de muchos metros.
4) Efectos químicos de la vegetación. Donde hay vegetación descompuesta,
los ácidos orgánicos que se desarrollan por ello tienden a aumentar la
capacidad de disolución de las aguas naturales. Algunos tipos de plantas,
como los líquenes, tienden a extraer determinados elementos químicos de las
rocas. La acción de raíces de plantas vivas puede descomponer la ortoclasa,
para formarse de ahí un mineral arcilloso.
1.1.3 Factores que influyen en la formación de los suelos
De acuerdo con lo anterior, se puede afirmar que los factores que influyen en la
formación de los suelos son los siguientes:
1) El clima: Es un factor de gran incidencia pues puede determinar
el tipo de suelo que se forme. Se considera importante en especial la cantidad
de lluvia, la humedad y la temperatura.
2) El material original: llamado también material parental.
3) La topografía: De influencia importante, pues determina elementos como la can-
tidad de agua de escorrentía, la velocidad con que se mueve por encima del suelo y
la cantidad de agua que se infiltra.
4) La vida de las plantas: importante por la acción física de sus raíces y la acción
química de los ácidos húmicos.

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5) El tiempo transcurrido desde que se inició la meteorización de un material
determinado: Es una variable muy importante porque se requiere de una acción
física y química permanente sobre las rocas durante mucho tiempo. Se ha
observado, que con el transcurso del tiempo, la topografía, el clima y la vegetación
van teniendo más influencia en la formación del suelo que las propias rocas de las
que se formó. A veces, sobre una zona extensa se forma la misma clase de suelo, a
pesar de ser diferentes las rocas subyacentes. Cuando sucede esto se dice que el
suelo está "maduro", lo que quiere decir que ha tenido el tiempo necesario para al-
canzar cierto equilibrio.
1.2 SUELOS RESIDUALES YTRANSPORTADOS
El material resultante del intemperismo físico y químico de las rocas puede haber
permanecido en el mismo lugar donde se realizó la transformación a suelo, o puede
haber sido llevado a otro sitio por acción de agentes físicos o geológicos, siendo
depositados en otro lugar. En el primer caso se le llama suelo residual y enel
segundo caso se llama suelo transportado.
1.2.1 Suelo Residual
Un suelo Residual es aquel que se encuentra en el mismo lugar de su formación,
directamente sobre la roca de la cual proviene y que tiene dos características muy
importantes que lo identifican: perfil de meteorización y un conjunto de estructuras
heredadas de la roca madre.
El perfil de meteorización consiste en una transición gradual entre la roca base y la
capa superficial, secuencia que da al suelo diferentes propiedades debido a los dife-
rentes grados de meteorización en la medida en que se profundiza. Es decir existe
una meteorización diferencial que se evidencia por ser menos intensa a medida que
la profundidad aumenta. Se forma por el ataque conjunto de los mecanismos de
desintegración física y descomposición química y puede variar considerablemente
de un punto a otro, dependiendo de las variaciones locales en el tipo y estructura de
la roca, topografía, condiciones de erosión, régimen de aguas subterráneas y clima.
Las estructuras heredadas consisten en diaclasas, exfoliaciones, juntas, grietas,
fallas y otros defectos estructurales que el suelo conserva de la roca original. Su
influencia es tal que en muchos casos las propiedades mecánicas de una muestra
"intacta" del material no puede considerarse representativa de las propiedades del
conjunto.

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Estos suelos se producen principalmente en climas húmedos que favorecen el
crecimiento de una capa gruesa de vegetación , la cual protege al suelo de procesos
erosivos, evitando así el transporte de las partículas.
1.2.2 Suelos Transportados
Son los que se han depositado en un lugar diferente al de la roca de la cual proviene.
Pueden ser transportados por acciónaislada o conjunta de los siguientes agentes:
La gravedad
El agua
El hielo
El viento
Los movimientos volcánicos y sísmicos
El hombre
De acuerdo con la forma de transporte se dan nombres diferentes a los depósitos de
suelos formados por la sedimentación del material arrastrado. El agente y la forma
de transporte y depositación inciden en el tamaño y la forma de las partículas del
depósito, así como en la forma de éste y en su homogeneidad o heterogeneidad.
Las denominaciones más importantes de los suelos transportados son:
1) Depósitos Coluviales
Son suelos formados por partículas que han sido transportados
fundamentalmente por la acción de la gravedad o por acción conjunta entre ésta y
el agua, pues este último agente actúa notoriamente en la gran mayoría de los
casos. A los depósitos formados por material que ha rodado por una ladera y se
ha acumulado en una parte menos pendiente de la misma se les llama depósitos
de talud.
El material que forma los depósitos coluviales es por lo común sumamente
heterogéneo, con tamaños de partículas que van desde grandes bloques hasta
limo y arcilla; es poco consolidado y de formas irregulares y constituyen por tanto
masas bastante porosas que pueden acumular bastante humedad.
2) Depósitos Aluviales
Son los que quedan en los lechos de los ríos y demás corrientes permanentes de
agua, o en sus valles y llanuras de inundación, por sedimentación del material
arrastrado por ellos. Dado que en su larga historia geológica un río puede haber

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cambiado varias veces tramos de su curso, los depósitos fluviales pueden
encontrarse en diferentes sitios más o menos distantes del cauce actual.
El tamaño de las partículas arrastradas depende principalmente de la pendiente
que tenga la corriente de agua, la cual determina su energía y capacidad de
arrastre. Por otra parte, a medida que el río o quebrada avanza en su curso, la
desintegración de los granos va siendo más y más avanzada por la abrasión que
produce el rozamiento entre ellos. Es por esto por lo que en los primeros tramos
del curso es más común encontrar material grueso (gravas y arenas), en tanto
que en las partes finales, cuando la corriente recorre por lo general terrenos más
planos, el material acarreado y depositado es de tamaño fino (limo, arcilla).
Los depósitos aluviales son los dejados por el material arrastrado por las
corrientes de agua en sus aluviones o crecientes. En períodos de lluvias intensas
en que el agua de los ríos y quebradas inunda las llanuras y las vegas aledañas,
van quedando estos depósitos que en muchas ocasiones presentan estrati-
ficación, pero que son muy frecuentemente heterogéneos.
Los depósitos de delta son los dejados por un río cuando sus aguas alcanzan el
nivel de base normal del océano o de cualquier otra masa de agua donde desem-
boque; se forma así un depósito extenso que contiene en su mayor parte arenas y
lodo, cruzado por varios brazos del río, con su forma de tendencia triangular a la
cual se debe el nombre de "delta".
Cuando la pendiente del curso de agua decrece abruptamente, una gran parte del
sedimento transportado se acumula en el lugar del cambio, formando un depósito
llamado abanico aluvial o cono de deyección.
Es frecuente encontrar depósitos aluviales que forman superficies más o menos
horizontales comprendidas entre taludes o en las orillas de los cauces, los cuales
son llamados terrazas aluviales y son de mucha importancia para la ingeniería.
Son masas de suelo muy porosas y constituyen las llamadas vegas, zonas
agrícolas muy productivas. En algunos casos constituyen depósitos de materiales
para uso en la construcción, como las arenas y gravas.
3) Depósitos Lacustres
Son los que se han formado por sedimentación en lagos y lagunas existentes o
desaparecidas en las zonas de inundación de los ríos. Este tipo de formación da
origen por lo común a masas de suelo bien estratificadas y con homogeneidad en
sus tamaños de partículas, generalmente muy finas; la masa tiende a ser poco
densa y en consecuencia muy comprensible y poco resistente.
4) Depósitos Marinos

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En los mares se forman tipos de depósitos de naturaleza muy diferente. Los unos
están constituidos por partículas que las olas han producido con su acción
abrasiva constante por el golpeteo contra las rocas del litoral.
Los otros, por el material acarreado por los ríos que desembocan en el mar, que
forma los depósitos llamados terrígenos. Otros, compuesto de calizas, están
formados por precipitaciones químicas o restos de organismos. Más hacia el
interior del mar los depósitos se componen principalmente de arcillas finísimas y
lodos, procedentes de tierra firme. A medida que se está más alejado de la costa
se hacen más escasas las partículas aportadas por los ríos y el material se
compone principalmente de cenizas volcánicas llevadas por el viento y de
sedimentos orgánicos.
En los depósitos marinos la composición y la estratificación son mucho más
uniformes que en los fluviales.
5) Depósitos Eólicos
Son los constituidos por las partículas arrastradas por el viento (la palabra
se deriva de Eolo, nombre del dios del viento en la mitología griega). Son
característicos de regiones desérticas, o muy secas y áridas; son muy
homogéneos en el tamaño de partículas, pero de formas que no son
estratificadas. Se da el nombre de dunas o depósitos de arena transportada por el
viento.
6) Depósitos glaciales
Son los producidos por las partículas que han sido arrastradas por los glaciares,
que son enormes masas de hielo en movimiento, o por las aguas resultantes de la
fusión de estos. Como bien se sabe, en el pasado tuvieron lugar en el hemisferio
norte de la tierra varias glaciaciones, en las cuales grandes masas de hielo en
aumento se extendieron en dirección al sur, a partir del océano Ártico, y se
fundieron después de períodos de tiempos largos.
Entre los diferentes tipos de depósitos son quizá los más heterogéneos; en ellos
se encuentran comúnmente tamaños de fragmentos que van desde piedras
grandes hasta partículas de arcilla. También hay formaciones estratificadas de
origen glacial, como lo son los depósitos en lagos formados al quedar bloqueadas
las aguas de fusión de los glaciares.
1.3 MINERALES CONSTITUTIVOS DE LOS SUELOS
1.3.1 Minerales de los Suelos Gruesos

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Mineral es una sustancia inorgánica y natural que tiene una estructura interna
determinada por un cierto arreglo específico de sus átomos e iones. Su composición
química y sus propiedades físicas sonfijas o varían entre límites definidos.
Desde el punto de vista de identificación, las propiedades físicas más importantes
son: el color, el lustre, la tonalidad de sus raspaduras, la forma de cristalización, la
dureza, la forma de sus fracturas y disposición de sus planos crucero, la tenacidad,
la capacidad para permitir el paso de ondas y radiaciones y la densidad relativa.
Los suelos formados por partículas gruesas tienen los siguientes minerales
predominantes:
 Silicatos, en los que se encuentran el Feldespato, las Micas, el Olivino y la
Serpentina
 Óxidos, como el Cuarzo, la Limonita, la Magnetita y el Corindón.
 Carbonatos, que son la Calcita y la Dolomita
 Sulfatos, la Anhidrita y el Yeso.
En los suelos gruesos la composición mineralógica es considerada hasta cierto
punto secundaria, pues no interviene para nada en su comportamiento mecánico e
hidráulico. Estos dependen fundamentalmente de su densidad relativa y de la forma,
tamaño y disposición de sus partículas. No obstante la mineralogía de los suelos
gruesos llega a ser importante en algunos casos particulares.
1.3.2 Minerales de los Suelos Arcillosos
Los minerales arcillosos son silicatos de aluminio y de magnesio hidratados en una
forma cristalina de estructura relativamente complicada, que se presentan en granos
extremadamente finos, de forma laminar, con superficies específicas muy grandes.
La mayoría son clasificados en uno de estos tres grupos: Caolinitas, Illitas (o Ilitas) y
Montmorillonitas (o Montmorilonitas); tal división se hace de acuerdo con su arreglo
cristalino, y se ha encontrado que ciertas propiedades ingenieriles similares están
relacionadas con minerales de arcilla que pertenecen al mismo grupo.
Investigaciones mineralógicas con base en el microscopio electrónico y en difracción
de rayos X muestran que los minerales de arcilla tienen una estructura tal que los
átomos están dispuestos en varias capas, a la manera de las páginas de un libro.
1.3.3 Aspectos físico-químicos de las arcillas

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Las partículas de arcilla son de forma laminar, en la cual dos dimensiones son
muchísimo mayores que la tercera; son de masa muy pequeña, presentando por
tanto, una gran superficie específica. Esta característica es conocida como la
relación entre la superficie de las partículas por unidad de masa.
Las dimensiones laterales de una partícula de Caolinita son del orden de 1000 a
20000Å, con un espesor de de 100 a 1000Å (1Å=10-4 micrones). Las partículas de
Illita tienen dimensiones laterales de 1000 a 5000Å, con un espesor de 50 a 500Å.
Similarmente, las partículas de Montmorillonita tienen dimensiones laterales entre
1000 a 5000Å con espesores entre 10 a 50Å. Por lo anterior, para una misma masa,
La montmorillonita presentará mayor superficie específica. Las superficies
específicas de la Caolinita, Illita y la Montmorillonita son del orden de 15, 90 y 800
m2/gramo respectivamente.
Como consecuencia, las partículas de arcilla presentan una gran actividad
superficial, que se manifiesta por una gran actividad eléctrica entre sus partículas,
especialmente las montmorillonitas.
En la formación de las partículas de arcilla intervienen varios tipos de fuerzas:
1. Unión de valencia primaria: Es la unión que se da entre átomos para formar
moléculas, intercambiando electrones de sus órbitas exteriores. Es un tipo de
unión muy fuerte y se da en distancias de 1 a 2 Å.
2. Unión de valencia secundaria: Se da cuando se unen átomos de una
molécula con átomos de otra; son llamadas también fuerzas de Van Der Walls y
son del orden de 1/100 de veces la unión de valencia primaria. Actúa en distan-
cias mayores de 5 Å.
3. Unión Hidrógeno: Un átomo de Hidrógeno es atraído por dos átomos;
actúa en distancias entre 2 y 3 Å y es unas 10 veces más fuerte que la
secundaria.
4. Unión Catiónica: Cuando un catión (Na+
, Ca++
, K+
, etc.) es atraído por
dos moléculas cargadas negativamente. Es similar a la de hidrógeno pero mucho
menos fuerte e inestable.
5. Unión Coulombica (Electrostática): Ocurre entre todas las partículas
cargadas eléctricamente. Dependen de la naturaleza del medio que separa a las
partículas. Si es agua, dependerá de las concentraciones iónicas que en ella

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existan.
1.3.3.1 Estructuras de las arcillas
Se tienen dos unidades estructurales básicas de los minerales de arcilla: la "unidad
tetraédrica" y la "unidad octaédrica".
Una unidad tetraédrica consta de un átomo central de silicio rodeado por 4 átomos
de oxígeno dispuestos en los vértices de triángulos equiláteros; a esta unidad se le
conoce como "Molécula sílica". Un cierto número de moléculas sílica pueden
combinarse para formar una lámina de sílice o la sílica. (Ver Fig. 1.1 y 1.2)
O -2
Si +4
3O -6
Figura 1.1 Representación Esquemática de una Molécula Sílica
4 O -8
4 Si +16
6 O -12
Figura 1.2 Representación de la formación de una Lamina Sílica
Representación
simbólica
de una lámina sílica
La unidad octaédrica consta de un átomo central de Aluminio o Magnesio por encima
y por debajo del cual están dispuestos los iones oxígeno e hidroxilo, formando un
cristal de forma octaédrica. Si el átomo central es de Aluminio, se tendrá una unidad
octaédrica de aluminio; si lo fuera de Magnesio, se tendrá una unidad octaédrica de
magnesio. (Véase Fig. 1.3)

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3OH -3
1Al +3
3OH -3
Figura 1.3 Representación Esquemática de una Unidad Octaédrica
La unión de 4 unidades octaédricas de Aluminio produce una lámina de alúmina
hidratada llamada Gibsita. (Ver Fig. 1.4)
6OH -6
4 Al +12
6OH -6
Figura 1.4 Representación de la formación de una lamina de Gibsita
G
Representación simbólica de una
Gibsita
La unión de 6 unidades octaédricas de Magnesio dará una lámina de magnesio
hidratada llamada Brucita.(Ver Fig. 1.5)
6OH
-6
6 Mg
+12
6 OH
-6
Figura 1.5 representación de la formación de una lamina de Magnesio
Tanto la Gibsita como la brucita son eléctricamente neutras y existen en la
naturaleza como tales. En la figura No.2 se da una secuencia de la formación de

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S
estas láminas.
Formación de la Caolinita.
La estructura básica de los minerales de este grupo está constituida por la unión de
una lámina de alúmina hidratada (Gibsita) sobre una lámina de sílice; esta unión
es tanto de valencia como iónica, por tanto muy fuerte, con la cual se tiene una capa
eléctricamente neutra del mineral caolinita; esta combinación se repite indefi-
nidamente. Arreglos diferentes dan lugar a distintos minerales arcillosos con la
misma fórmula general del mineral caolinita. (Véase figura 1.6)
Minerales del grupo de las caolinitas son: la Caolinita propiamente dicha, la Dickita,
la Nacrita, la Haloisita, la Endellita, el Alófano y la Anauxita.
La estructura de las caolinitas hace que las arcillas constituidas por ellas no sean
expansivas, ya que el agua no puede entrar en sus retículos; tales arcillas son
moderadamente plásticas y tienen una permeabilidad mayor y un coeficiente de
friccióninterna mayor que las que contienen minerales arcillosos de otros grupos.
6 OH -6
G
4 Al +12
G
4O+2OH-10 S G
4 Si +16 S
6 O -12
Figura 1.6 Representaciones Esquemática y Simbólica de la formación de la caolinita
Debe mencionarse especialmente el mineral Haloisita que, aunque tiene la misma
fórmula del caolín, contiene moléculas extra dentro de su estructura, por lo cual
puede presentarse en partículas de forma cilíndrica hueca, en tanto que las del
caolín son de forma aplanada.
Formación de la Montmorillonita.
La estructura básica de los minerales de este grupo está formada por una lámina de
magnesia hidratada (brucita) o de alúmina hidratada (gibsita) colocada entre dos
láminas de sílice, lo cual da una capa del mineral Montmorilonita, que se repite
indefinidamente.
En la unión entre las distintas capas de montmorillonita ocurre un fenómeno llamado
"substitución isomorfa", el cual consiste en la substitución de un átomo por otro.

Puede presentarse la substitución de un átomo de Al+++
, por uno de Fe++
o Mg++
y
queda con una carga residual negativa.
Si el agua presente en el medio contiene cationes tales como Na+
, Ca++
o K+
, estos
son atraídos para satisfacer la carga negativa resultante.
La unión catiónica en la Montmorillonita depende del tipo de catión presente, pero
por lo general es débil, razón por la cual el agua puede penetrar fácilmente entre las
láminas, ocasionando que se separen. Por lo anterior, los suelos que contengan
cantidades considerables de montmorillonitas presentan características muy
importantes de expansión.
Junto con las características de ser expansivas, las arcillas montmorilloníticas
presentan mucha plasticidad. Cuando se secan después de estar saturadas se
produce retracción considerable con el consiguiente agrietamiento. Entre los
minerales arcillosos, los que tienen más bajo coeficiente de fricción interna y más
baja permeabilidad son los de este grupo. En la figura 1.6 se muestran las
representaciones esquemáticas y simbólicas de la formación de las arcillas.
Minerales del grupo de las Montmorillonitas son:
a) Montmorilonita propiamente dicha, la Beidellita, la Nontronita, la Hectorita, la
Saponita, la Sauconita, el Talco y la Pirofilita.
6 O -12
4 Si +16
4 O+2OH -10
4 Al -12
4 O+2OH -10
4 Si +16
6 O -12
S
G
S
+ + +
S
G
S
Ca, Na, K 15

16
S
G
S
+ + +
S
G
S
Ca, Na, K
Figura 1.6 Representaciones esquemática y simbólica de la formación de la Montmorillionita
Algunos de estos alumino-silicatos hidratados tienen en su estructura elementos
como el magnesio y el hierro.
Existen unos suelos conocidos como bentonitas, que se forman por lo general a
partir de la meteorización de cenizas volcánicas. Son unas arcillas montmorilloníticas
de grano tan fino que al tacto en estado húmedo se experimenta una sensación
como de jabón; son altamente plásticas y expansivas y tienen en ingeniería empleos
como los de impedir las fugas en depósitos y canales.
Formación de la Illita.
La estructura de las illitas son también formadas de tres láminas como la de las
montmorillonitas: una lámina de alúmina hidratada está colocada entre dos láminas
de sílice. Pero además existen iones de potasio presentes entre las láminas de
cristales adyacentes, lo que produce ligaciones más firmes entre las láminas que en
las montmorilonitas. En consecuencia, las illitas no se expanden tanto como las
montmorillonitas al absorber agua, aunque sí más que las caolinitas.
Sus coeficientes de fricción interna, así como su permeabilidad, son más altos que
en las montmorillonitas y menos que en las caolinitas.
Otros minerales arcillosos no clasificados en ninguno de los tres grupos anteriores
son los siguientes: la Atapulgita, la glaucomita, la Sepiolita, Clorita, la Sericita, la
Diáspora y la Vermiculita.

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CARACTERISTICASY ESTRUCTURAS DE LASPARTÍCULASDE SUELO
UNIDAD
2
CARACTERÍSTICAS Y ESTRUCTURAS DE LAS
PARTÍCULAS DE SUELO
Como se mencionó en capítulos anteriores, el suelo es un sistema de
partículas y cada una de ellas puede tener formas y tamaños diferentes y entre ellas formar
diferentes tipos de estructuras.
2.1 FORMA DE LAS PARTÍCULAS
Las partículas que forman los suelos granulares tienen en general formas
equidimensionales, bastante regulares como esféricas y cúbicas, cuando son
de arenas, gravas o limos, pero en las arcillas la forma más común de las
partículas es de lámina aplanada
partículas cilíndricas y aciculares.
(Figura 2.1), aunque también se encuentran
LAMINAR ACICULAR
Figura 2.1 Formas de las partículas de arcilla
2.2 ESTRUCTURAS DE LOS SUELOS
2.2.1 Estructura de los suelos gruesos
Las partículas de los suelos gruesos (granulares) adoptan arreglos sencillos,
donde la fuerza que predomina en la disposición de las partículas es la de la
gravedad. Cada una de las partículas tiene varios puntos de apoyo sobre las
otras. A este tipo de arreglos se les denomina “Estructura Simple”.
El comportamiento mecánico e hidráulico de un suelo de estructura simple,
queda definido principalmente por dos características: su Compacidad
relativa y la Orientación de las partículas, entendiéndose por Compacidad, el
grado de acomodo alcanzado por las partículas del suelo, dejando más o
menos vacíos entre ellas. En suelos muy compactos el grado de acomodo

18
de las partículas de suelo es alto, provocando de esta manera una
disminución en el volumen de sus poros y la capacidad de deformación bajo
una carga aplicada al conjunto. En los suelos poco compactos el grado de
acomodo es menor, aumentando así el volumen de vacíos y la capacidad de
deformación del suelo.
Para tener una idea de la compacidad alcanzada por un suelo de estructura
simple, considérese un suelo ideal conformado por partículas esféricas de un
mismo tamaño. Visto de frente, perfil o planta, los estados más suelto y más
compacto posibles de tal conjunto son los mostrados en la figura 2.2.
Figura 2.2. Compacidad de un conjunto de esferas iguales
Los valores de n (porosidad) y e (relación de vacíos), resultan fáciles
de calcular para cada uno de los estados. Para el caso mostrado, la relación
de vacíos varía entre 0.91 para el estado más suelto y 0.35 para el más
compacto. La porosidad, entre tanto, varí entre 47.6% y 26.0%.
Para medir la compacidad de un manto de estructura simple, Terzaghi
introdujo una relación empírica, determinable en laboratorio, llamada
Compacidad Relativa (Cr) o Densidad Relativa (Dr), la cual es calculada en
función de la relación de vacíos del suelo mediante la expresión:
Cr
(%) Dr
(%)
emáx
enat
emáx
emin
En donde:
emáx
= relación de vacíos correspondiente al estado más suelto del suelo.
emin
= relación de vacíos correspondiente al estado más compacto del
suelo.
enat = relación de vacíos de la muestra en estado natural.
No es fácil determinar la orientación de las partículas en una masa de
suelo, pero sin duda, la permeabilidad del suelo varía, según el flujo sea

19
normal o paralelo a ella. Igualmente una organización u orientación de
partículas puede permitir mayores contactos en una u otra dirección, lo
cual da como resultado una mayor capacidad de fricción hacia la dirección de mayores
contactos.
En el mismo sentido, la orientación puede ser determinante en la
deformabilidad de los suelos granulares, la cual se da normalmente por
reacomodamiento de partículas o por distorsión elástica de la masa. En
todo caso, las estructuras simples de los suelos granulares son de baja a
muy baja compresibilidad, aunque puede observarse que las estructuras
más compactas son menos compresibles que las sueltas.
2.2.2 Estructura de los suelos finos
En los arreglos de partículas de arcilla, debido al escaso tamaño y peso de
las partículas y a su forma,
atracción eléctricas entre ellas.
predominan principalmente las fuerzas de
Las partículas de arcilla poseen en general
cargas eléctricas negativas en sus caras y cargas positivas en los bordes, por
lo que al acercarse dos partículas, estas se repelen y solamente se
generarán contactos borde-cara, lo que da origen a ciertas estructuras
particulares. Basado en esta concepción, se aceptan varias hipótesis sobre la
estructuración de los suelos finos. Terzaghi presentó inicialmente las
conocidas con nombres de panaloide y floculenta.
La estructura panaloide, se considera típica de suelos con tamaño de
granos de 0.02mm o un poco menores que se depositan en agua o aire y en
las cuales la acción de las fuerzas gravitacionales es menos importante que
las fuerzas eléctricas. Estos forman pequeños arcos con cadenas de
partículas,
estáticas,
tienen grandes relaciones de vacíos y pueden soportar cargas sin embargo no
pueden soportar cargas pesadas debido a que la
estructura se rompe resultando así grandes asentamientos, en fin se puede
decir que es una estructura colapsable. (Figura 2.3)
Figura 2.3 Estructura
Panaloide

20
La estructura floculenta, se considera típica de partículas de tamaño
mucho menor de diámetros de 0.02mm, las cuales no se sedimentarían por si
solas, debido a su escaso peso y al llamado movimiento Browniano. Para
sedimentarse, estas partículas se unen con otras para formar grumos, de
mayor peso, formando especies de panales pequeños, los cuales al
depositarse formarían una estructura de panales depositado en medios
marinos o lagos, a muy baja velocidad, con lo cual se obtienen suelos de alta
porosidad, alta compresibilidad, muy baja resistencia y las uniones son
electrostáticas (Figura 2.4).
Figura 2.4 Estructura Floculenta
Dentro de este grupo de estructuras, A. Casagrande incluyó la estructura
compuesta, en la cual considera que las partículas que se sedimentan no
tienen necesariamente el mismo tamaño y que por lo tanto el producto
final es una estructura formada por partículas de arcilla, grumos de arcilla
más pequeñas, partículas de limo, etc.
En épocas mas recientes se han introducido como fundamentales los conceptos de
floculación y dispersión.
Las partículas de arcilla poseen en general cargas eléctricas negativas en
sus caras y cargas positivas en los bordes, por lo que al acercarse dos
partículas, estas se repelen y solamente se generaran contactos borde –
cara, lo que da origen a estructuras del tipo “castillo de naipes” o
“floculada”.
Otro arreglo que se puede dar en las partículas laminares es el
denominado “estructura dispersa” , donde no hay contacto entre las
partículas, sino que estas se mantienen separadas por la repulsión
generada por las cargas eléctricas del mismo signo en las caras de las partículas de arcilla.
Aunque es lógico pensar en estructuras intermedias solamente se
emplearan los términos “floculada” y “dispersa” para describir en forma
general el tipo de arreglo de las partículas.

21
GRANULOMETRIA
UNIDAD
3
GRANULOMETRÍA
La distribución por tamaño de las partículas de un suelo, es uno de
los primeros aspectos a considerar en la determinación de las propiedades
mecánicas de un suelo.
La granulometría o distribución granulométrica de un suelo, es el
fraccionamiento del mismo en diferentes porciones según el tamaño
de las partículas. Estas fracciones se separan haciendo uso de mallas
o tamices de diferentes aberturas (granulometría por escribado o
tamizado) y en partículas de grano muy fino empleando procedimiento
de mayor complejidad como medir el peso específico de una suspensión de suelo
a diferentes tiempos y a distintas profundidades (granulometría por medio del hidrómetro).
4.1 GRANULOMETRÍA POR CRIBADO O TAMIZADO
El análisis granulométrico por tamizado tiene por objeto la determinación
cuantitativa de la distribución de tamaños de partículas de un suelo.
En este ensayo se emplean diferentes mallas o tamices, las que se
denominan por el tamaño de su abertura en pulgadas o por el
número de aberturas que hay por pulgadas de malla.
se presentan las más usadas.
A continuación

22
GRANULOMETRIA
MALLA O
TAMIZ
ABERTURA EN
[mm]
3” 76.20
2” 50.80
1 ½” 38.10
3/4” 19.10
½” 12.70
3/8” 9.52
N° 4 4.76
N° 8 2.38
N° 10 2.00
N° 20 0.84
N° 40 0.42
N° 60 0.25
N° 100 0.149
N° 200 0.074
El procedimiento para determinar la granulometría de un suelo se describe
en la norma
TAMIZADO”,
I.N.V.E–123 “ANALISIS GRANULOMETRICO DE SUELOS POR
Esta norma describe el método para determinar los
porcentajes de suelo que pasan por los distintos tamices de la serie
empleada en el ensayo, hasta el de 75 µm (No.200).
Este ensayo consiste en términos generales en secar una muestra de suelo,
conocer su peso y proceder a dividirlo en diferentes fracciones por medio de
una serie de tamices, empezando por los de mayor abertura, en algunas
veces, ayudando su paso por el tamiz Nº 200 mediante lavado con agua.
Finalmente se determina el peso seco de las partículas retenidas en cada tamiz y se calcula el
porcentaje de cada fracción respecto al peso inicial.
4.1.1 Proceso de cálculo
Con respecto al peso total se determina el porcentaje retenido en cada uno de los tamices y
se calculan el retenido acumulado y el porcentaje de material que pasó por cada malla.
A continuación se muestra en la tabla Nº 1 los resultados obtenidos luego
de practicarle un ensayo de granulometría por tamizado a un suelo en el laboratorio:

23
GRANULOMETRIA
%QUEPASA
TAMIZ O
MALLA
PESO RET
(gr)
%
RETENIDO
%
RETENIDO
ACUMULAD
O
% PASA
3/4 " 0 0 0 100
Nº 4 125.3 6.03 6.03 93.97
Nº 10 185.45 8.92 14.95 85.05
Nº 40 254.35 12.23 27.18 72.82
Nº 100 370.34 17.81 44.99 55.01
Nº 200 358.45 17.24 62.23 37.77
Fondo 785.23 37.77 100.00 0.0
SUMA 2079.12 100.0
Tabla Nº 1. Ejemplo de cálculo de granulometría
La distribución granulométrica suele representarse en forma gráfica en un
eje de coordenadas, con el tamaño de las partículas, en las abscisas y los
porcentajes que pasan en las ordenadas; en la figura 3.1 se puede observar
la curva granulométrica del anterior ejemplo de cálculo de granulometría.
El tamaño de las partículas se representa en escala logarítmica, para
conseguir una gráfica donde los tamaños finos no queden muy comprimidos.
100
90
80
70
60
50
40
30
20
10
0
100
CURVA GRANULOMETRICA
10 1
DIAMETRO EN mm
0.1 0.01
Figura 3.1 Representación grafica de la granulometría

24
GRANULOMETRIA
La forma de la curva da idea de la distribución de tamaños de las partículas
en el suelo. Una curva vertical indica un suelo de un solo tamaño de
partículas (suelo uniforme) y una curva muy tendida indicará gran variedad
de tamaños (suelo no uniforme).
Como medida de la uniformidad de tamaños de un suelo Hazen propuso el
coeficiente de uniformidad
Donde:
(Cu):
Cu = D60 / D10
D60 = tamaño por debajo del cual quedan las partículas que pesan el
60% del peso total del material.
D10 = tamaño por debajo del cual quedan el 10% del peso total del
material, llamado por Hazen “Diámetro efectivo”
Los suelos con Cu menor de 3 se consideran muy uniformes.
El coeficiente de curvatura
uniformidad de un suelo:
(Cc) es otro parámetro que ayuda a determinar la
Donde:
Cc = (D30)² / (D60 * D10)
D30 = tamaño por debajo del cual queda el 30% del material
En suelos con cantidades apreciables de partículas de diferentes tamaños el
Cc está entre 1 y 3.
Siguiendo el ejemplo calcularemos los coeficientes de curvatura y uniformidad del
anterior suelo.
Con base en la curva granulométrica de la figura 3.1 calculamos los
diámetros correspondientes al 10%, 30% y 60% de las partículas que pesan
dicho % del peso total del material.
D10 = 0.28 mm
D30 = 0.7 mm
D60 = 2.25 mm
Reemplazando en las ecuaciones anteriores tenemos
Cu = D60 / D10 Cc = (D30)² / (D60 * D10)
Cu = 2.25/0.28 = 8.04 Cc = (0.7)² / (2.25 * 0.28) = 0.777

25
PLASTICIDAD
UNIDAD
4
PLASTICIDAD
Se denomina plasticidad a la propiedad que tienen algunos materiales de
soportar deformaciones rápidas, sin rebote elástico, sin variar su volumen
en forma apreciable y sin desmoronarse o agrietarse.
4.1 ESTADOS DE CONSISTENCIA DE LOS SUELOS
Los suelos “finos” pueden variar su estado de consistencia dependiendo del
contenido de humedad, desde un estado sólido, cuando esta seco hasta un
estado líquido cuando contiene gran cantidad de agua. Los estados de
consistencia en los que se puede encontrar un suelo pueden ser:
Estado de consistencia
Aumenta la
humedad
Aumenta la
consistencia
ESTADO LÍQUIDO
ESTADO SEMILIQUIDO
ESTDO PLASTICO
En el estado sólido el volumen del suelo no varía con el secado. En el
estado semisólido el suelo tiene apariencia de sólido y su volumen varía cuando se seca.
En estado plástico el suelo se comporta plásticamente y en estado líquido el suelo tiene la
apariencia y las propiedades de una suspensión.
4.2 LIMITES DE ATTERBERG
Los contenidos de agua que están en la frontera o límite entre dos estados de
consistencia fueron definidos por Atterberg como:

26
PLASTICIDAD
1 10 1
CONTENIDODEAGUAEN%
Limite líquido (LL): Un suelo con contenido de agua o humedad por
debajo del límite líquido se encuentra en estado plástico y con
humedad superior se encuentra en estado líquido.
fino tiene contenido de agua igual al límite líquido,
Cuando un suelo su
resistencia al
corte es de 25 gr/cm2
.
Para determinar el valor del límite líquido, se emplea la copa de
Casagrande, que es un recipiente en que se coloca el suelo con un
contenido de agua y se hace una ranura de sección trapezoidal
(Figura 4.1) para luego golpear contra una base, dejando caer la copa
una altura de 1 cm., tantas veces como sea necesario para que la
ranura se cierre a lo largo de 1/2 pulgada. El valor del límite líquido
será la humedad para la cual fue necesario golpear 25 veces para que
la ranura se cerrara. Para encontrar el valor del límite líquido se
encuentra el número de golpes para 3 o 4 contenidos de agua y en
una gráfica se interpola el valor de la humedad para 25 golpes, Véase
figura 4.2.
Figura 4.1 Copa de Casagrande
86
84
82
80
78
76
74
72
00
NUM ERO DE GOLP E
25
Fig. 4.2. Curva de Determinación del Límite Líquido
La pendiente de la recta de la figura 4.2. Se conoce como índice de Fluidez y
da idea de la variación de la resistencia del suelo con la variación de
humedad. Cuando la pendiente es baja (recta casi horizontal) la variación de
resistencia es apreciable con pequeños cambios de humedad; si la pendiente
es fuerte se necesita un cambio drástico en humedad para producir cambios en la resistencia del
suelo.

27
PLASTICIDAD
Limite plástico (LP): Humedad por encima de la cual el suelo está en
estado plástico y por debajo de ella está en estado semisólido o sólido.
Para determinar el valor del límite plástico se amasan rollitos de suelo que
van perdiendo humedad por contacto con la superficie de amasado. Cuando
los rollitos son de diámetro 3 mm y empiezan a agrietarse, el suelo se
encuentra en el límite plástico y entonces se procede a determinar elcontenido de agua
o humedad.
Limite de contracción (LC): Humedad por debajo de la cual un suelo está
en estado sólido y por encima está en estado semisólido.
Para determinar el límite de contracción de un suelo fino, se seca una
muestra de suelo u se determina su peso y volumen. La humedad que
sature esta muestra de suelo será el valor límite de contracción.
Estado de consistencia
Límite
W= 0
ESTADO
SÓLIDO
WLC WLP
WLL
ESTADO ESTADO ESTADO
SEMI-SÓLIDO PLASTICO SEMI-LÍQUIDO
IP
Índice de plasticidad: IP = LL – LP
Índice de compresión: Cc = 0.009*(LL - 10)
Actividad: A = IP % < 0.002 mm
Consistencia relativa: Cr = (LL – Wnat) / LP
Índice de liquidez: IL = (Wnat – LP) / IP
4.3 INDICE DE PLASTICIDAD (IP)
El índice de plasticidad mide la magnitud del intervalo de humedades,
en que el suelo se comporta plásticamente. Se puede calcular como
la diferencia entre el límite líquido y el límite plástico.

28
PLASTICIDAD
IP = LL – LP
CLASIFICACIÓN DE LOS SUELOS SEGÚN SU ÍNDICE DE
PLASTICIDAD
TÉRMINO USADO IP
RESISTENCIA
EN ESTADO
SECO
ENSAYO DE CAMPO
No plástico 0 - 3 Muy baja Se desmorona fácil
Ligeramente
plástico
4 – 15 Ligera Tritura fácil con los dedos
Medianamente
plástico
15 –
30
Mediana Difícil triturar con los dedos
Muy plástico > 30 Alta Imposible triturar con los dedos
4.4 INDICE DE LIQUIDEZ (IL)
Este indica la proximidad de la humedad natural del suelo al valor
límite líquido. Se calcula como:
IL = (Wnat – LP) / IP
Si el valor del índice de liquidez es superior a encuentra
en estado líquido.
1.0, el suelo se
A continuación se muestran algunas tablas de clasificación de suelos según sus
propiedades:
CATEGORIAS DE LOS SUELOS POR INDICE DE COMPRESIÓN
COMPRESIBILIDAD
INDICEDE
COMPRESIÓN (Cc)
Baja 0.00 - 0.19
Media 0.20 – 0.39
Alta > 0.40

29
PLASTICIDAD
CLASIFICACIÓN DE LOS SUELOS POR SU VALOR DE
ACTIVIDAD
ACTIVIDAD A CAMBIOS VOLUMETRICOS
Baja (Inactivas) < 0.5 Nulos o bajos
Media (Activas) 0.5 – 1.25 Medios
Alta (Muy activas) > 1.25 Altos a muy altos
CONSISTENCIA RELATIVA
Cr CONSISTENCIA
0.00 – 0.25 Muy blanda
0.25 – 0.50 Blanda
0.50 – 0.75 Media
0.75 – 1.00 Rígida

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