Pilotes

1. UNIDAD II
Origen, naturaleza de los suelos y las rocas
Origen de los suelos
El globo terrestre esta constituido por un núcleo de una densidad media muy
alta, este núcleo se encuentra rodeado por un manto fluido, el magma. Envolviendo
este manto se encuentra la corteza terrestre. Suprayaciendo a la corteza terrestre
existe una pequeña capa formada por la desintegración mecánica y descomposición
química de las rocas, lo que constituye lo que se conoce como suelo, del cual se trata
en la Mecánica de Suelos.
El ingeniero civil clasifica los materiales que constituyen la corteza terrestre
en dos categorías: suelo y roca.
Suelo
Es la cubierta superficial de la mayoría de la superficie continental de la Tierra. Es un
agregado de minerales no consolidados y de partículas orgánicas producidas por la
acción combinada del viento, el agua y los procesos de desintegración orgánica; es
fácilmente removible por medios manuales o mecánicos de poca intensidad y que se
encuentra sobre roca fija.
Los suelos cambian mucho de un lugar a otro. La composición química y la estructura
física del suelo en un lugar dado, están determinadas por el tipo de material geológico
del que se origina, por la cubierta vegetal, por la cantidad de tiempo en que ha
actuado la meteorización, por la topografía y por los cambios artificiales resultantes
de las actividades humanas. Las variaciones del suelo en la naturaleza son graduales,
excepto las derivadas de desastres naturales.

2. Roca
Es un agregado de minerales unidos por fuerzas cohesivas poderosas y permanentes,
que solo puede ser excavado mediante el uso de taladros, explosivos u otro método de
fuerza bruta.
Todos los suelos tienen su origen, directa o indirectamente, en las rocas
sólidas, que se clasifican de acuerdo con su proceso de formación en tres grandes
grupos: ígneas (o eruptivas), sedimentarias y metamórficas.
Rocas, origen y clasificación
Las rocas pueden estar constituidas por partículas minerales agregadas del
mismo género, o de distinta estructura cristalina y composición química. En general,
las rocas están formadas por varias especies minerales o rocas compuestas. Cuando
las rocas están formadas por una sola especie mineral se llaman rocas simples. Los
minerales que constituyen las rocas se dividen en esenciales, accesorios y
secundarios. Los esenciales definen el tipo de roca de que se trata; los accesorios son
materias que pueden o no estar presentes; y los secundarios son aquellos minerales
que aparecen en escasa cantidad. La información sobre la petrogénesis de las rocas, se
obtiene mayormente atendiendo a la estructura y textura, además de la que
complementariamente proporcionan la composición química y mineralógica.
Clasificación de las Rocas
Según sus orígenes, las rocas se clasifican en ígneas o magmáticas (rocas
ígneas intrusitas y rocas volcánicas o ígneas extrusivas), metamórficas y
sedimentarias.

3. Rocas ígneas
Se originan a partir de un magma (rocas fundidas a muy alta temperatura). El
término ígneo deriva del latín igneus, es decir, ardiente. Las rocas ígneas se
solidifican cuando se enfría el magma, sea bajo tierra o en la superficie. Las más
antiguas tienen al menos 3.960 millones de años, mientras que las más jóvenes apenas
se están formando en estos momentos. El granito es la roca ígnea más corriente,
aunque existen más de 600 tipos. Hay dos tipos de rocas ígneas que se distinguen
porque en un caso el magma alcanza la superficie terrestre antes de enfriarse y
endurecerse, y en el otro no. El magma que cristaliza bajo tierra forma rocas ígneas
intrusivas. El que alcanza la superficie antes de solidificarse forma las rocas ígneas
extrusivas.
Rocas ígneas intrusitas
Las rocas ígneas que se forman en profundidad se enfrían más lentamente que
las formadas en superficie, por lo que tienden a ser de grano más grueso y no
contienen inclusiones gaseosas o de vidrio. Los grandes cristales normalmente se
empaquetan de forma compacta, confiriendo un aspecto granuloso a la roca. Hay dos
tipos de rocas ígneas intrusivas. Las hipoabisales se forman justo debajo de la
superficie, normalmente en diques y sills. Las rocas plutónicas se forman a mayor
profundidad y se emplazan en forma de plutones y batolitos. Las rocas ígneas
intrusivas quedan expuestas a la superficie si las rocas que las cubren desaparecen por
efecto de la erosión.
Rocas ígneas extrusivas
Si el magma alcanza la superficie terrestre antes de enfriarse, forma rocas
ígneas extrusivas de grano fino, también llamadas rocas volcánicas, ya que el magma
surge por los volcanes. Las rocas ígneas extrusivas tienen formas fluidas y cristales

4. de poco tamaño que crecen rápidamente, y suelen contener inclusiones de vidrio y de
gas.
Composición
Las rocas ígneas están compuestas esencialmente por silicatos, generalmente
ortosa, plagioclasa, cuarzo, mica biotita, olivino, anfíboles y piroxenos. Cada tipo de
roca ígnea contiene distintas proporciones de estos minerales.
Clasificación
Las rocas ígneas se clasifican según la cantidad de sílice que contienen.
También se pueden agrupar por el tamaño de los cristales. El tipo de magma, la forma
en que viaja hasta la superficie y la velocidad de enfriamiento determinan la
composición y características como el tamaño del grano, la forma de los cristales y el
color. El tamaño del grano indica si una roca ígnea es intrusiva (de grano grueso) o
extrusiva (de grano fino). Las primeras, como el gabro, tienen cristales de más de 5
mm de diámetro; las rocas de grano medio, como la dolerita, tienen cristales de entre
0,5 y 5 mm de tamaño; por último, las de grano fino, como el basalto, tienen cristales
de menos de 0,5 mm. La forma de los cristales es otro indicador del origen de la roca.
Un enfriamiento lento permite que los minerales tengan tiempo de desarrollar
cristales bien formados (idiomórficos). Un enfriamiento rápido sólo permite la
aparición de cristales mal formados (alotriomórficos). El color puede ayudar a
establecer la composición química de una roca. Las ácidas de color claro contienen
más del 65 por ciento de sílice. Las básicas son oscuras, tienen un bajo contenido en
sílice y una mayor proporción de minerales ferromagnesianos oscuros y densos como
la augita. Las intermedias se sitúan entre las dos anteriores en cuanto a composición
y, por lo tanto, también en color.
La figura II-1, muestra algunos tipos de rocas ígneas y la Figura II-1.1
muestra la intemperización del granito

5. Figura II-1. Tipos de Rocas Ígneas
Fuente: Grupo Geotecnia, 2003.
Figura II-1.1 La intemperizacion del granito
Fuente: Witlow, 1994.

6. Rocas sedimentarias
Se forman en la superficie terrestre o cerca de ella. Normalmente, la roca se
fragmenta y se disuelve por acción de la meteorización y la erosión, las partículas se
sedimentan y los minerales disueltos cristalizan a partir del agua y forman
sedimentos. Los componentes de la roca fragmentada son transportados por el agua y
el hielo y, enterrados a poca profundidad, se convierten en nuevas rocas. Las rocas
sedimentarias se disponen en capas, las más recientes situadas sobre las más antiguas,
lo que permite a los geólogos conocer la edad relativa de cada capa. Las rocas
sedimentarias suelen contener fósiles, que pueden ser de utilidad tanto para datar las
rocas como para determinar su origen. Existen tres grupos principales: orgánicas,
detríticas y químicas.
Rocas sedimentarias orgánicas
Las rocas sedimentarias orgánicas se forman a partir de restos vegetales o
animales. Por lo general contienen fósiles, y algunas están compuestas casi
íntegramente de restos de seres vivos. Por ejemplo, el carbón se forma a partir de
capas de material vegetal comprimido. La mayor parte de la piedra caliza procede de
restos de criaturas marinas.
Rocas sedimentarias detríticas
Las rocas sedimentarias detríticas están constituidas por partículas de rocas
más antiguas que pueden estar situadas a cientos de kilómetros. Las rocas de origen
se fragmentan debido a la lluvia, la nieve o el hielo, y las partículas resultantes son
arrastradas y depositadas como sedimentos en desiertos, en playas o en los lechos de
océanos, lagos y ríos. Las rocas detríticas se clasifican de acuerdo con el tamaño de
las partículas que contienen. La arenisca es un ejemplo de roca sedimentaria detrítica.

7. Rocas sedimentarias químicas
Las rocas sedimentarias químicas se forman a partir de minerales disueltos en
el agua. Cuando el agua se evapora o se enfría, los minerales disueltos pueden
precipitar y formar depósitos que pueden acumularse con otros sedimentos o formar
rocas por su cuenta. Las sales son un ejemplo habitual de rocas sedimentarias
químicas.
Formación de rocas sedimentarias
El proceso que convierte los sedimentos no consolidados en roca se denomina
litificación. A diferencia de las rocas metamórficas, las sedimentarias se forman cerca
de la superficie terrestre, bajo presiones y temperaturas relativamente bajas. Los
sedimentos más antiguos quedan enterrados bajo las nuevas capas y se van
endureciendo gradualmente por la compactación y la cementación. La compresión
que sufren esos sedimentos para formar rocas se denomina compactación. A medida
que se van amontonando las capas de sedimentos, las más inferiores van quedando
aplastadas por el peso de las superiores. El grado de compresión que pueden soportar
depende del tipo de sedimento. El sedimento de grano fino se puede reducir a una
décima parte de su grosor original en un proceso del que se obtiene la argilita (roca
constituida por arcillas), mientras que la arena se puede comprimir muy poco. Los
sedimentos suelen contener una gran cantidad de agua entre las partículas que se
expulsan durante la compactación. Los componentes minerales disueltos pueden
cristalizar a partir de esa agua y cementar los sedimentos. Los cementos minerales
más comunes son la calcita y el cuarzo.
Clasificación de las rocas sedimentarias
La apariencia de una roca sedimentaria queda determinada por las partículas
que contiene. Características como el tamaño y la forma del grano o la presencia de

8. fósiles pueden ayudar a clasificar este tipo de rocas. El tamaño de los granos de las
rocas sedimentarias varía mucho, desde grandes cantos hasta las minúsculas
partículas de arcilla. Los conglomerados y las brechas, compuestos de guijarros y
cantos rodados, son las rocas sedimentarias de grano más grueso; la arenisca está
formada por partículas del tamaño de granos de arena y el esquisto es la roca
sedimentaria de grano más fino. La forma de los granos que integran las rocas
sedimentarias depende de cómo éstos se han transportado. La erosión del viento crea
partículas de arena esféricas y guijarros angulosos. La del agua origina partículas de
arena angulosas y guijarros esféricos. Los fósiles son restos animales o vegetales
conservados en capas de sedimentos. El tipo de fósil que contiene una roca indica su
origen. Por ejemplo, un fósil marino sugiere que la roca se formó a partir de
sedimentos depositados en el lecho oceánico. Los fósiles suelen aparecer
principalmente en rocas sedimentarias, nunca en las ígneas y raramente en las
metamórficas.
La figura II-2, muestra algunos tipos de rocas sedimentarias.
Rocas metamórficas
En la profundidad de la corteza terrestre, las temperaturas y las presiones son
altísimas. Dentro de nuestro planeta, el grupo de minerales que compone una roca se
puede transformar en otro que sea estable a presiones y temperaturas superiores. Las
rocas situadas cerca de un cuerpo de magma caliente se pueden transformar por la
acción del calor. Las rocas que han sido enterradas a gran profundidad por la acción
de placas tectónicas convergentes pueden transformarse por el aumento de la presión
y de la temperatura. Ese cambio se denomina metamorfismo, un proceso que puede
modificar cualquier tipo de roca, sea sedimentaria, ígnea o incluso metamórfica. Por
ejemplo, la piedra caliza, que es sedimentaria, puede convertirse en mármol, y el
basalto, que es ígneo, en una roca verde, anfibolita o eclogita.

9. Figura II-2. Tipos de Rocas Sedimentarias
Fuente: Grupo Geotecnia, 2003.
Temperatura y presión
Cuanto mayor sea la profundidad a la que esté enterrada una roca, más calor y
mayor temperatura soportará. Con cada kilómetro de profundidad la temperatura
aumenta unos 25°C y la presión, unas 250 atmósferas. El aumento de la temperatura y
de la presión puede transformar las rocas en dos aspectos: pueden cambiar el conjunto

10. de los minerales presentes en la roca preexistente (la paragénesis) y formar un
conjunto nuevo, y también pueden cambiar el tamaño, la forma y la disposición de los
cristales en la roca. Ambos procesos pueden causar la destrucción de los cristales
preexistentes y generar cristales nuevos por recristalización. El metamorfismo tiene
lugar con temperaturas de 250 a 800°C; con temperaturas superiores a 650°C, las
rocas se pueden fundir para formar magma y una roca "mixta" denominada
migmatita.
Metamorfismo regional
A medida que se forman las montañas, grandes cantidades de roca se
deforman y se transforman debido a un proceso llamado metamorfismo regional. Las
rocas enterradas a poca profundidad descienden a mayores profundidades, donde a
temperaturas y presiones superiores se pueden formar nuevos minerales. Una zona
que ha sufrido el proceso de metamorfismo regional puede ocupar miles de
kilómetros cuadrados. Este tipo de metamorfismo se clasifica en grado bajo, medio y
alto en función de las temperaturas alcanzadas. La pizarra, el esquisto y el gneis son
ejemplos de rocas afectadas por el metamorfismo regional.
Metamorfismo de contacto
El metamorfismo de contacto se da cuando las rocas son calentadas por un
cuerpo de magma. Los fluidos liberados por ese proceso pueden atravesar las rocas y
seguir transformándolas. La zona afectada situada en torno a una intrusión ígnea o un
flujo de lava se denomina aureola. Su tamaño depende del de la intrusión y de la
temperatura del magma. Los minerales de la roca original pueden transformarse de
modo que la roca metamórfica resultante sea más cristalina, y en el proceso pueden
desaparecer componentes, como los fósiles. Las corneanas son el resultado habitual
del metamorfismo de contacto.

11. Metamorfismo dinámico
El metamorfismo dinámico es una forma secundaria de metamorfismo que se
da cuando las rocas son comprimidas a causa de los grandes movimientos de la
corteza terrestre, en especial a lo largo de sistemas de fallas. Grandes masas de roca
se superponen a otras rocas y, en los puntos donde entran en contacto, se forman unas
rocas metamórficas denominadas milonitas.
La clasificación de las rocas metamórficas
Las rocas metamórficas presentan una serie de características comunes. El
análisis de la estructura, el tamaño del grano y el contenido mineral puede ayudar a
clasificar estas rocas. El término textura hace referencia a cómo se orientan los
minerales en el seno de una roca metamórfica. La orientación de los cristales indica si
la roca se ha formado como consecuencia de un aumento de presión y de temperatura,
o bien, sólo por un incremento de esta última. En las rocas metamórficas de contacto,
los minerales suelen estar ordenados al azar. En las de metamorfismo regional, la
presión a la que se ha visto sometida la roca suele provocar que determinados
minerales se alineen. El tamaño de los cristales refleja el grado de calor y presión al
que se ha expuesto la roca. En general, cuantas más altas hayan sido la presión y la
temperatura, mayores serán los cristales. Por ejemplo, la pizarra, que se forma bajo
poca presión, es de grano fino; el esquisto, que se forma a temperaturas y presiones
moderadas, es de grano medio; y el gneis, formado a altas temperaturas y presiones,
es de grano grueso. La presencia de determinados minerales en las rocas
metamórficas puede ayudar en el proceso de identificación. El granate y la cianita se
dan en el gneis y el esquisto, mientras que en la pizarra suelen encontrarse cristales de
pirita.
La figura II-3, muestra algunos tipos de rocas metamórficas.

12. Figura II-3. Tipos de Rocas Metamórficas
Fuente: Grupo Geotecnia, 2003.
Agentes generadores del suelo
Los agentes generadores de suelos que actúan sobre la corteza terrestre, por la
naturaleza de su ataque producen desintegración mecánica y descomposición química
(Badillo y Rodríguez, 1976).

13. La figura II-4, muestra el esquema de origen de los suelos.
Figura II-4. Esquema indicativo del origen y formación de los suelos.
La desintegración mecánica
Se refiere a la intemperización de las rocas por agentes físicos: movimientos
tectónicos, agua, viento, hielo, vegetación, temperatura y el hombre. Este proceso
genera los llamados suelos residuos: fragmentos de roca, gravas, arenas y limos.
La descomposición química

14. Se produce por la acción de agentes que atacan las rocas modificando su
constitución mineralógica o química, siendo el principal agente el agua y los
mecanismos de ataque la hidratación, la oxidación, la carbonatación, la solución, los
efectos químicos de la vegetación. Produciendo arcilla como último proceso de la
descomposición.
Suelos Residuales y Transportados
Suelos residuales
Los suelos residuales son el producto de la meteorización de las rocas y su
comportamiento depende de las propiedades de la roca original y del grado de
descomposición.
Los deslizamientos de tierra son muy comúnes en suelos residuales, especialmente en
los periodos de lluvias intensas.
Como características de los suelos residuales pueden mencionarse las
siguientes (Brand, 1985):
1. Son generalmente muy heterogéneos y difíciles de muestrear y ensayar.
2. Comúnmente, se encuentran en estado húmedo no saturado, lo cual
representa una dificultad para evaluar su resistencia al corte.
3. No pueden considerarse aislados del perfil de meteorización, del cual
son solamente una parte componente. Para definir su comportamiento y
la posibilidad de ocurrencia de deslizamientos, pueden ser más
importantes las características del perfil que las propiedades del material
en sí.
4. Generalmente, poseen zonas de alta permeabilidad, lo que los hace muy
susceptibles a cambios rápidos de humedad y saturación.

15. Suelos transportados
Son los que han sido trasladados de su lugar de origen, redepositados en otras
zonas, son suelos que sobreyacen a otros estratos sin relación directa con ellos. Entre
los agentes de transporte se pueden mencionar: agua, viento, hielo, explosiones
volcánicas, la fuerza de gravedad.
Conforman los denominados depósitos naturales que, por el agente de
transporte, se denominan: aluviales, eólicos, lacustre, marinos, volcánicos,
piedemonte.
Depósitos de Suelos
Depósitos aluvionales, son aquellos arrastrados y depositados por el agua en
movimiento. El tamaño de sus granos varía desde grandes fragmentos de roca, como
los encontrados en los lechos del río, a grava, arena, limo y algo de arcilla. Son, por
lo general bien gradados y pueden encontrarse de estado medio a compacto.
La compresibilidad de estos depósitos varia de acuerdo al tipo de sedimentos, es
decir, los sedimentos finos son de mediana compresibilidad en cambio los sedimentos
más gruesos son de baja a muy baja compresibilidad
Depósitos lacustres, son aquellos depositados por los lagos; donde éstos actúan
como depósitos de sedimentación en los que deposita la mayor parte de los materiales
que llevan en suspensión las corrientes que los alimentan.
En la zona en que la corriente entra al lago se depositan partículas de mayor
tamaño en suspensión como las arenas (grano uniforme) conformando los deltas. Las
partículas en suspensión mas finas pasan a las aguas mas profundas, depositándose en
estratos horizontales de poco espesor alternándose con partículas mas gruesas que
pueden ser llevados mas allá del delta en periodo de arrastre.

16. Estos depósitos pueden presentar alta a muy alta compresibilidad debido a su
alto contenido de materia orgánica coloidal, pudiendo estar compuestos totalmente
por material orgánico.
Depósitos marinos, estos tienen su origen en la acción erosiva del mar sobre el
terreno.
Los depósitos a poca distancia de la costa tienen condiciones semejantes a los
lacustres, la disposición ocurre en aguas tranquilas. Estos depósitos consisten en
estratos horizontales de materiales finos: limos y arcilla. Pueden presentarse
acumulaciones de arena calcárea.
Los depósitos de costa son muy variados debido a la mezcla y transporte que
producen en forma encontrada las corrientes de la costa y las olas. Los materiales
llevados al mar por los ríos y sacados del mar por las olas, son arrastrados a lo largo
de la costa, depositándose en forma de bancos, se mueven continuamente a lo largo
de las costas como un cordón litoral. Las arenas y gravas marinas y los estratos
cementados son un excelente apoyo para fundaciones.
Depósitos eólicos, son los formados por la acción del viento que al arrastrar
partículas de tamaño variable puede hacer que las partículas se depositen en lugares
muy distantes de su sitio de origen. Los suelos aerotransportados comprenden dos
tipos de depósitos:
¨ Los Loess que son depósitos constituidos por una mezcla uniforme de arena fina
cuarzosa con ciertos contenidos de feldespatos y limos, estructurados en forma
abierta.
¨ Los médanos que son aglomeraciones de arena suelta que ha sido arrastrada por el
viento a poca altura y que se acumulan al chocar con algún obstáculo natural en la

17. superficie del terreno. Están formados por arena cuarzosa uniformes con algo de
mica.
Los depósitos eólicos son característicos de regiones áridas con nivel de agua
libre a gran profundidad. La compresibilidad de estos depósitos es de media a alta,
con baja densidad relativa.
Los depósitos eólicos tienen la particularidad de cambiar las propiedades
mecánicas bajo saturación debido a cambios de nivel de agua libre o condiciones de
flujo de agua. Por tanto, cuando sus condiciones de humedad natural son cambiadas,
sufren compactación súbita, denominada hidroconsolidación. Razón por la que se les
conoce igualmente como suelos colapsibles.
Depósitos pie de monte, son aquellos que se acumulan al pie de los taludes de las
montañas debido a avalanchas, deslizamientos o inestabilidad de los materiales
superficiales de los taludes. Estos depósitos contienen materiales de toda clase y
tamaño de grano que va desde grandes fragmentos hasta fina materia orgánica. Dada
la característica heterogénea de estos depósitos, la compresión y la resistencia al
esfuerzo cortante son muy variables.
Depósitos orgánicos, son depósitos de materiales orgánicos, los depósitos de turba o
material orgánico que no se ha descompuesto totalmente, debido a su alto contenido
de agua. Los depósitos orgánicos en ocasiones se encuentran estratificados con otros
elementos tales como limos o arenas o entremezclados con arcilla. Estos materiales
son muy problemáticos para la ejecución de excavaciones por su muy baja resistencia
al cortante. Es común, que los materiales orgánicos fluyan al realizar excavaciones o
se licuen en los eventos sísmicos.

18. Minerales Constitutivo de los suelos gruesos
Un mineral es una sustancia inorgánica y natural, que tiene una estructura
interna característica determinada por un cierto arreglo específico de sus átomos e
iones. Su composición química y sus propiedades físicas o son fijas o varían dentro
de limites definidos. Sus propiedades físicas más interesantes, desde el punto de vista
de identificación son: el color, el lustre, la tonalidad de sus raspaduras, la forma de
cristalización, la dureza, la forma de su fractura y disposición de sus planos cruceros,
la tenacidad, la capacidad para permitir el de ondas y radiaciones (o luz) y la densidad
relativa.
La estructura atómico-molecular del mineral es el factor más importante para
condicionar sus propiedades físicas.
En los suelos gruesos el comportamiento mecánico e hidráulico esta
principalmente condicionado por su compacidad y por la orientación de sus
partículas, por lo que la constitución mineralógica es hasta cierto punto, secundaria.
Suelos formados por partículas gruesas

19. Minerales constitutivos de las arcillas
Los minerales de arcilla se producen de manera primordial por el
intemperismo sobre feldespatos y micas. Estos minerales arcillosos están constituidos
básicamente por silicatos de aluminio hidratados y en algunas ocasiones silicatos de
magnesio, hierro u otros metales también hidratados.
Estos minerales tienen, casi siempre, una estructura cristalina definida, cuyos
átomos se disponen en láminas, como lo son: la silícica y la alumínica.
La primera esta formada por átomo de silicio rodeada de cuatro de oxigeno,
disponiéndose el conjunto en forma de tetraedro (tal como se muestra en la figura II-
5.1) estos tetraedros se agrupan en unidades hexagonales, sirviendo un átomo de
oxigeno de nexo entre cada dos (02) tetraedros.
Figura II-5.1. Esquema de la estructura de la tetraédrica.
Whitlow, 1994
Capa tetraédrica
Esta compleja estructura cristalina se puede comprender de una manera sencilla
considerándola como un conjunto de átomos dispuestos en planos paralelos, que podemos
suponer horizontales (Figura II-5.2.). En estos planos los átomos tendrán siempre simetría
hexagonal, o más precisamente ditrigonal. Estos planos son (por ejemplo desde abajo hacia

20. arriba): (Edafología, 2001)
Plano 1. Plano basal de los
tetraedros. Está formado por un
conjunto de átomos de O.
En la red hexagonal (seguiremos
llamándola hexagonal, para
simplificar, aunque ya sabemos que
en realidad es ditrigonal) aparecerán
huecos (posiciones no ocupadas por
O) por exceso de cargas negativas
(gobernadas por los cationes que se
sitúen en el plano inmediatamente
superior).
Plano 2. Plano de los cationes de
Si del centro de los tetraedros. Se
colocan en el hueco que dejan cada
tres O. Se disponen formando
también una malla de anillos
hexagonales.
Figura II-5.2. Capas tetraédricas (Plano 1)
Figura II-5.3. Capas tetraédricas (Plano 2)

21. Plano 3. Plano de O y de OH
compartidos por tetraedros y
octaedros. Los O se sitúan justo
encima de los Si, del plano 2,
terminando de ocupar el hueco que
dejan los O del plano basal (plano 1).
Estos tres planos forman la capa
tetraédrica. Los O del plano 3 ocupan
el vértice superior de los tetraedros y
se unen a un Mg y/o Al octaédrico
formando parte del plano inferior de
los octaedros. Algunos de los vértices
de este plano basal de los octaedros
no tienen debajo ningún Si tetraédrico
por lo que para compensar su carga se
une a un H formando un grupo OH.
Por tanto los iones que componen
este plano se comparten entre los
tetraedros y los octaedros (es a su vez
el plano superior de los tetraedros y el
inferior de los octaedros). Los O de
este plano quedan coordinados por
abajo al Si de la capa tetraédrica y por
arriba al Mg/Al de la capa octaédrica.
En este plano se encuentran ocupados
todos los nudos de la red hexagonal.
Figura II-5.4. Capas tetraédricas y octaédricas
(Plano 3)

22. Figura II-5.5. Unidades Hexagonales.
Los tetraedros de este plano 3 son
eléctricamente neutros.
Efectivamente, en el interior el Si
aporta 4 cargas positivas y los
oxígenos, al compartirse con otros
tetraedros (plano basal) y octaedros
(plano superior), aportan sólo una de
sus dos cargas, con lo que tendremos
en los vértices 4 cargas negativas.
Las unidades hexagonales repitiéndose indefinidamente, constituyen una
retícula laminar.
Las laminas aluminicas, están formadas por retículas de octaedros, dispuestas
con un átomo de aluminio o magnesio al centro y seis de oxidrilo alrededor (tal como
muestra la figura II-6) ahora es el oxidrilo el nexo entre cada dos octaedros vecinos,
para constituir la retícula. (Ver figura II-10)
Figura II-6. Esquema de la estructura de la Unidad Octaédrica
Fuente: Whitlow, 1994

23. Capas octaédricas
Plano 4. Plano central de los
octaedros (que en estas estructuras se
consideran apoyados sobre una de sus
caras, con su eje principal, eje
cuaternario, inclinado). Está
constituido por los Mg o Al que se
sitúan en los huecos que dejan cada
tres O y/o OH del plano 3. Si se trata
de Mg se ocupan todas las posiciones,
pero si el catión octaédrico es el Al,
por su mayor carga (+++ frente a las
++ del Mg) quedan posiciones vacías
en la red. Se ocupan, concretamente
dos de cada tres posibles y a esa capa
se le llama dioctaédrica. A la capa
magnésica se le llama trioctaédrica, al
ocuparse tres nudos de cada tres
posibles. Al igual que en el resto de los
planos de estas estructuras los Mg y Al
se distribuyen en redes hexagonales.
Plano 5. Plano superior de los
octaedros. Constituido por O y OH
formando la cara superior de los
octaedros. Plano compacto, con todos
los nudos de la red hexagonal
ocupados.
Como ocurría con las capas
tetraédricas, las octaédricas también
son eléctricamente neutras. De las dos
cargas de los oxígenos de los vértices
sólo una se comparte con el catión
octaédrico (Mg o Al), la otra carga se
comparte con el silicio tetraédrico de la
capa inferior y si no se une a este
catión en ese vértice en vez de haber
un oxígeno hay un grupo OH (por
Figura II-6.1. Capas octaédricas (Plano 4)
Figura II-6.2. Capas octaédricas (Plano 5)

24. Fuente: Edafología, 2001
tanto con sólo una carga negativa). Si
el catión octaédrico es el Mg (++) los
vértices del octaedro deben
proporcionar un total de dos cargas
negativas y para ello cada vértice se
comparte entre tres Mg (pertenece a
tres octaedros), de esta manera cada
vértice aporta un tercio de carga y
como hay seis vértices tendremos un
total de dos cargas negativas por
octaedro. En el caso del Al (+++) se
necesitan tres cargas negativas en el
octaedro y para ello ahora los vértices
se comparten entre sólo dos octaedros
(cada vértice aporta 1/2 de carga y
como hay seis, pues 6 x 1/2 = 3).
Capas tetraédricas frente a las octaédricas
La disposición de los iones en
tetraedros y octaedros parece algo
complicado, pero en la realidad es el
simple resultado de un
empaquetamiento de esferas iguales en
tres planos ocupando el mínimo
espacio.
La distribución de átomos en redes
hexagonales es simplemente el
resultado del empaquetamiento de
átomos iguales para ocupar el mínimo
espacio. Por tanto para obtener un
plano de simetría hexagonal basta con
introducir bolas iguales en un
recipiente plano y apretarlas (al
moverlas ellas mismas se acoplan
dando una simetría hexagonal).
Figura II-7. Capas tetraédrica frente a las
octaédricas.

25. Para construir este apilamiento se
parte de una esfera y se va repitiendo
formando una hilera. Luego se acoplan
hileras paralelas y equidistantes de
manera que se ajusten entre los huecos
(desplazadas media esfera). De este
modo se forma un plano de simetría
hexagonal.
Apilando planos de esferas de simetría
hexagonal se origina la estructura. Al
plano basal (con huecos, formando
anillos hexagonales) se le acopla otro
plano compacto (con todos los nudos
de red ocupados). Ambos planos se
encuentran ligeramente desplazados y
girados 60 grados, para que los átomos
se acoplen en los huecos. Estos planos
están constituidos por aniones de O y
OH y se unen por los cationes
coordinantes que se sitúan en un plano
intermedio y según donde se coloquen
aparece la coordinación tetraédrica o la
octaédrica.
En la Naturaleza es frecuente que los
dos primeros planos de aniones O y/o
OH queden unidos por un catión
tetraédrico, como es el caso del Si, y
encima se sitúe otro plano de OH con
un plano intermedio de cationes
octaédricos (de Mg o de Al) que los
une.
De lo anteriormente se deduce que los
filosilicatos pueden ser considerados
como un empaquetamiento de iones O
que engloban a diversos cationes (Si,
Al, Mg y H), concepto que puede ser
aplicado a la Tierra en su conjunto.
En resumen, a estructura se origina por
un apilamiento de planos paralelos con

26. Fuente: Edafología, 2001
simetrías hexagonales, alternando los
planos de aniones (O y OH) y los de
cationes (Si, Al y Mg).
Minerales de Arcillas
Dependiendo de la distribución de apilación de las láminas, así como del tipo
de iones que proveen la unión de las mismas, se pueden identificar cuatro grupos de
minerales de arcillas que son: caolinita, ilita, montmorilonita y vermiculita.
Grupo de caolinitas, (Al2O3. 2SiO2. 2 H2O) están formadas por una lamina silícica y
otra alumínica, que se superponen indefinidamente, la unión entre todas las retículas
es lo suficientemente firme para no permitir la penetración de moléculas de agua
entre ellas (adsorción). En consecuencia, las arcillas caolinitas serán relativamente
estables en presencia de agua.
Grupo de montmorilonitas, [(OH) 4.Si8Al4 O20. n H2O] están formadas por una
lamina alumínica entre dos silícicas, superponiéndose indefinidamente. En este caso
la unión entre las retículas del mineral es débil, por lo que las moléculas de agua
pueden introducirse en la estructura con relativa facilidad, a causa de las fuerzas
eléctricas generadas por su naturaleza dipolar. Lo anterior produce un incremento en
el volumen de los cristales, lo que traduce, macrofisicamente, en una expansión. Las
arcillas montmoriloníticas, especialmente en presencia de agua, presentarán fuerte
tendencia a la inestabilidad.

27. Grupo de ilitas, [(OH)4.Ky(Si8-y.Aly) (Al4.Fe4.Mg4.Mg6)O20, con “y”, por lo
genera, igual a 1.5] están estructuradas análogamente que las montmorilonitas, pero
su constitución interna manifiesta tendencia a formar grumos de materia, que reducen
el área expuesta al agua por unidad de volumen; por ello, su expansividad es menor
que las de las montmorilonitas y, en general, las arcillas ilíticas, se comportan
mecánicamente es forma mas favorable para el ingeniero.
Grupo de Vermiculita, este grupo contiene productos del intemperismo de la biotita y
la clorita. La estructura de la vermiculitica es similar a la montmorilonita, excepto
que los cationes que proporcionan los enlaces entre las láminas son
predominantemente de Mg, acompañados por algunas moléculas de agua. Por tanto,
tienen propiedades de contracción/expansión similares a los de la montmorilonita
pero en menor magnitud.
De las propiedades de las arcillas, la capacidad de intercambio catiónico
generalmente, controla su comportamiento frente al agua y su inestabilidad (ver
figura II-8). A mayor capacidad de intercambio catiónico la arcilla es más inestable.
De las motmorillonitas, la motmorillonita sódica o Bentonita es muy conocida
en el ámbito de la ingeniería, la cual posee la capacidad de absorber grandes
cantidades de agua. El tipo de mineral de arcilla presente y el porcentaje, en
proporción con el total de minerales afecta en forma considerable el comportamiento
del suelo. Una forma de poder analizar este comportamiento son los Límites de
Atterberg o Límites de Plasticidad (Tabla II-2). En general, las otras propiedades de
las arcillas, como son sus características de expansión y contracción siguen un mismo
patrón ante las propiedades de plasticidad, entre más plástico el material mayor su
potencial de expansión y menor su resistencia al cortante.

28. Propiedades importantes de los minerales de arcilla
Desde el punto de vista de la ingeniería, la característica más importante de
cualquier mineral arcilloso natural es su forma laminar típica. Varias propiedades
ingenieriles importantes son directamente atribuidas a este factor, combinados con
otros, tales como lo pequeño de sus partículas y su carga eléctrica negativa
superficial. Las principales propiedades que deben considerarse en el contexto de
ingeniería son: área superficial, carga superficial y adsorción, capacidad de
intercambio básico, floculación y dispersión, expansión y contracción, plasticidad y
cohesión.
Área superficial. Cuanto mas pequeña y mas laminar sea una partícula, mayor será su
área superficial, la relación del área superficial por gramo de masa recibe el nombre
de superficie especifica (Se) del suelo. Considérese un cubo sólido de “d” mm de
lado y un peso especifico relativo Gs.
Área superficial = 6d
2
mm
2
Masa = d3Gs x 10-3 g (II.01)
Entonces, superficie especifica, Ss g/mm
Gs)*(d
)(6x10
S 2
-3
s = (II.02)
Carga superficial y adsorción. Los iones que forman la superficie laminar de los
minerales de arcilla son O2- u (OH)- , por lo que dichas superficies presentan una
carga eléctrica negativa. Puesto que las moléculas de agua son dipolares , esto es,
tienen un extremo negativo y otro positivo, se forma una capa de agua que queda
unida a la superficie del mineral por medio de un enlace de hidrogeno (H3O)+. En la
zona inmediatamente adyacente a la superficie, las moléculas de agua son retenidas
en una capa fuertemente enlazada, pero al aumentar la distancia, los enlaces se
debilitan y el agua resulta más fluida.

29. Capacidad de intercambio básico. La carga superficial negativa total exhibida por
todos los minerales de arcilla se puede neutralizar de varias maneras: parte por los
cationes internos, parte por los enlaces de hidrogeno en la capa acuosa adsorbida y
parte debida a los cationes en la capa adsorbida. El remanente de la carga superficial
negativa que no se neutraliza internamente recibe el nombre de capacidad de
intercambio del mineral, y sus unidades se hacen miliequivalentes por 100 g (me/100
g). En la figura II-8, se muestran algunos valores aproximados.
Se estima que el espesor de la capa acuosa adsorbida es del orden de 50 nm.
Con esta información es posible calcular el contenido aproximado de humedad
adsorbida (wAD) en la siguiente forma.
swsAD StSw *05.0** == γ (II.03)
donde:
t = espesor de la capa = 50 x 10-9
m
γw = densidad del agua = 1x106
g/m3
Los valores de la tabla II-1 muestran la gran diversidad de contenidos de agua
adsorbida. Además, ciertos minerales como la haloisita y la vermiculita inmovilizan
al agua entre las láminas apiladas, y debido a ello, pueden retener densidades bajas
con altos contenidos de humedad.

30. Figura II-8 Estructura y tamaños de los principales minerales de arcilla
Fuente: Lambe y Whitman, 1976.
Tabla II-1. Contenidos de agua adsorbida
40800Montmorilonita
480Ilita
120Caolinita
1x10-3
0.02Arena de cuarzo (0.1 mm)
Contenido aproximado
de agua adsorbida (%)
Superficie especifica
Ss (m2
/g)Mineral
Fuente: Whitlow, 1994
Floculación y dispersión. Las interacciones que se desarrollan entre dos partículas
próximas entre sí en su solución acuosa, serán afectadas por dos tipos de fuerzas:

31. a) Atracción entre partículas debida a las fuerzas de enlaces secundarios o de
Van der Waals.
b) Fuerzas de repulsión debidas a la naturaleza de cargas negativas de la
superficie de la partícula y de la capa adsorbida.
Las fuerzas de atracción de Van der Waals se incrementan si las partículas se
acerca, por ejemplo, esto sucede cuando el espesor de la capa adsorbida disminuye
por el proceso de intercambio básico. En los suelos cuya capa adsorbida es gruesa, la
repulsión será de mayor magnitud y las partículas permanecerán libres y dispersas.
Cuando la capa adsorbida es lo suficientemente delgada para que dominen las fuerzas
de atracción, se forman grupos de partículas, en los que se presentan contactos de
superficies con aristas (positivo-negativo); en una suspensión, estos grupos se
sedimentan en conjunto. A este proceso se le llama floculados (Figura II-9.a). En las
arcillas marinas que contienen altas concentraciones de cationes, las capas adsorbidas
son delgadas, por lo que resultan estructuras floculadas, en tanto que las arcillas
lacustres (agua dulce) tienden a presentar estructuras dispersas (Figura II-9.b)
Figura II-9. Estructuras de las partículas de arcillas
(a) Floculadas, y (b) dispersas
Fuente: Lambe y Whitman, 1976.

32. Expansión y contracción. Las fuerzas entre partículas y de las capas adsorbidas
pueden alcanzar equilibrio en condiciones de presión y temperaturas ambientales
constantes, debido al movimiento de las moléculas de agua que salen o entran de la
capa adsorbida. Al contenido de humedad del suelo correspondiente a este estado se
le llama contenido de humedad de equilibrio (emc). Cualquier alteración de las
condiciones ambientales producirá cambios en el contenido de humedad. Si el agua es
integrada a la estructura laminar y el aumento de volumen está confinado, se
desarrollará una presión de expansión. Cuando la capa adsorbida se comprime, se
produce una contracción y lo mismo sucede cuando un efecto de succión reduce el
contenido de humedad (por ejemplo, por medio de una evaporación climática).
La capacidad de expansión de los suelos de montmorilonita es muy elevada. Los que
contienen una proporción sustancial de Ilita, en especial los de origen marino, tienen
características de expansión bastante altas; los suelos de menor capacidad de
expansión son os caoliniticos. En las masas de suelo, la contracción debida al secado
se manifiesta como una serie de cuarteaduras poligonales que se prolongan hacia
debajo de superficie.
Plasticidad y cohesión. La propiedad mas característica de los suelos de arcilla es su
plasticidad, esto, es, su capacidad para adquirir y retener una nueva forma cuando se
moldean. Nuevamente, son el tamaño y la forma de las partículas, en combinación
con la naturaleza de la capa adsorbida, las que controlan esta propiedad. Los suelos
con superficies específicas altos, como los de la montmorilonitas, son los más
plásticos y los más compresibles.
La consistencia plástica de una mezcla de arcilla/agua, es decir, de un suelo
arcilloso, depende en alto grado del contenido de humedad, que es la relación de
masa de agua a masa sólida. Con contenidos de humedad bajos, el agua presente es
predominantemente la que se sitúa en las capas adsorbidas, por lo que las partículas

33. de arcilla desarrollan considerables fuerzas de atracción mutua. El efecto enlazante de
esta succión produce un cierto tipo de tensión interna que se llama cohesión. A
medida que se incrementa el contenido de humedad, el efecto de atracción
interparticular se reduce y la cohesión disminuye. Cuando el agua presente es
suficiente como para permitir que las partículas resbalen unas sobre otras sin producir
grietas de tensión interna (esto es, sin desmoronarse), se dice que el suelo alcanza su
límite plástico. Cuando el contenido de humedad se eleva hasta un punto tal que las
fuerzas interpartículas/agua están en equilibrio, la mezcla se comporta como un
líquido y se dice que está en su límite líquido.
Tabla II-2. Valores de Límites de Atterberg para los minerales de arcilla
Arcilla Límite Líquido
%
Límite plástico
%
Límite de
contracción %
Caolinita 30 – 100 25 - 40 25 – 29
Aloysita – 2H2O 35 – 55 30 - 45
Aloysita – 4H2O 50 – 70 47 – 60
Illita 60 - 120 35 - 60 15 – 17
Motmorillonita 100 - 900 50 - 100 8.5 - 15
Fuente: Mitchell, 1976

34. Figura II-10. Estructuras de capas reticulares.
(a) Capa de sílice, (b) capa de gibsita, (c) capa de brucita, (d) retículos de dos
capas, (e) retículos de tres capas
Fuente: Whitlow, 1994
Uso de la Hoja de Cálculo
Para el uso de la hoja de cálculo de determinación de la superficie específica de los
suelos, debe presionar la tecla “Ctrl” + Botón izquierdo del Mouse en Superficie
Específica, y a continuación, introduzca los valores obtenidos en el Laboratorio, tal y
cual como se indica en dicha hoja.
Superficie Específica

35. Anexo II-1
Propiedades Tixotrópicas de las Arcillas.
Se ha dicho que entre las partículas arcillosas se ejercen fuerzas debidas a las
ligaduras fisicoquímicas que manifiestan en sus respectivas películas envolventes de
agua y cationes adsorbidos. Un amasado enérgico de la arcilla, puede romper esas
ligaduras momentáneamente, lo cual refleja macrofisicamente por una pérdida
sensible de las propiedades de resistencia del material. Sin embargo, la mayoría de las
arcillas vuelven más o menos lentamente a sus propiedades originales; este fenómeno
fue llamado TIXOTROPÍA por PÉTERFI. El fenómeno es consecuencia del
restablecimiento de las películas adsorbidas en su primitiva condición.
Las arcillas montmoriloníticas presentan la propiedad en grado máximo y
recobran muy rápidamente sus características de resistencia, tras un enérgico
amasado.
Una medida de la tixotropía puede tenerse determinando una vez el limite
liquido de una arcilla inmediatamente tras el remoldeo y otra dejando pasar unos
minutos después de este; si la arcilla es tixotrópica, el valor obtenido en el segundo
caso será mayor que el primeramente obtenido.
Terzaghi midió la tixotropía a través de la sensibilidad de las arcillas, o sea de
la relación entre la resistencia a la compresión simple correspondiente a los estados
inalterados y remoldeado. Según Terzaghi, el valor normal de la sensibilidad de las
arcillas oscila entre 2 y 4, llegando a ocho o más en casos en que la propiedad se
manifiesta fuertemente (valores cercanos a 100 se han llegado a medir en arcillas
extrasensitivas).