Este documento presenta un libro sobre las propiedades de los suelos y rocas desde la perspectiva de ingenieros civiles y arquitectos. El libro estudia la deformabilidad, resistencia y comportamiento de los suelos y rocas con relación al agua. Incluye temas como la identificación de suelos susceptibles a erosión interna, teorías sobre el comportamiento tensodeformacional de los suelos, y datos sobre suelos españoles.

1. E D I C I O N
GEOTECNIA T
Y CIMIENTOS 1
Propiedades de los suelos
y de las rocas
J. A, JIMENEZ SALAS
J. L. de JUSTO ALPAÑES

2. Este libro proporciona un conoci­
miento avanzado de las propiedades
de los suelos y rocas desde los
puntos de vista del Ingeniero civil
y del arquitecto.- En él se estudian
la deformabffidad y resistencia de
■los terrenos, así como su comporta­
miento con relación al agua. Pen­
sado primordialmente como libro de
texto, ha sido empleado como tal
por sus autores durante cuatro años,
incorporándose en esta segunda edi­
ción, aparte de las novedades apa­
recidas en este lapso, todas las mo­
dificaciones sugeridas por la expe­
riencia en la cátedra para hacerlo
más claro, pedagógico y riguroso.
Junto a este objeto fundamental, el
libro proporciona la posibilidad de
una especialización profunda en la
Geotecnia, mediante amplios com­
plementos, identificados por estar
impresos en tipo más pequeño, y
multitud de escogidas referencias
bibliográficas.
Como puntos particulares tratados
en este volumen, y que no suelen
encontrarse en otras obras del mis­
mo carácter, citemos la identifica­
ción de los suelos susceptibles de
erosión interna, un tratamiento claro
y extenso de las teorías de Cam­
bridge sobre el comportamiento ten-
so-deformacional de los terrenos,
una referencia constante a los fac­
tores flsicoquímicos subyacentes en
cada tipo de propiedades, dos capí­
tulos completos dedicados a los
suelos semisaturados, el estudio
del fenómeno de colapso, y nume­
rosos datos sobre suelos españoles

3. GEOTECNIA T
V CIMIENTOS 1
Propiedades de los suelos
y de las rocas

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5. 2 .a E D IC IO N
GEOTECNIA T
V CIMIENTOS 1
Propiedades de los suelos
y de las rocas
J. A. JIMENEZ SALAS
Catedrático de Geotecnia y Cimientos
de la E.T.S. de I.C.C. y P. de Madrid
Director del Laboratorio del Transporte
y Mecánica del Suelo
«José Luis Escario»
J. L. DE JUSTO ALPAÑES
Dr. Ingeniero de Caminos C. y P.
M. Se. (Universidad de Londres)
D. I. C. (Imperial College)
Catedrático de Mecánica del Suelo de
la E.T.S. de Arquitectura de Sevilla
EDITORIAL RUEDA
Apartado de correos 43.001
MADRID

6. Copyright © 1975 - Editorial Rueda
Apartado 43.001 - Madrid (España)
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7. P R O L O G O
Una parte importante de la labor del constructor con­
siste en dominar el terreno para adaptarlo a sus fines.
En.el caso de un túnel u otra excavación subterránea la
obra queda constituida por el mismo terreno modificado.
La construcción de un canal, de una carretera, es poco
más que herir el terreno, pero con arte tal, que la cica­
triz adopte la forma definitiva que deseamos.
Otras veces el terreno no está presente en la obra de
manera tan exclusiva; así ocurre en las estructuras. Pero
éstas han de ir cimentadas, problema siempre decisivo y
a veces predominante, como cuando deseamos colocar la
carga inmensa de un embalse contra una garganta, ya
quebrantada por el acontecimiento geológico que hubo
de originarla. Hay estructuras, por otra parte, que for­
man una unidad con el terreno, como son los muros de
sostenimiento, los muelles de atraque o los diques secos.
El conjunto de técnicas de que dispone el constructor
para esta tarea se agrupa, desde hace algunos años, bajo
el nombre de Geotecnia. Pero las técnicas existían ya.
El hombre cimentó sus palafitos sobre pilotes de madera,
y sobre este mismo tipo de cimentación descansan el
Ayuntamiento de Amsterdam y los palacios venecianos.
Vauban dio reglas quizá arbitrarias, pero concretas, para
dimensionar los muros de sostenimiento de sus fortale­
zas. Los grandes canales de los siglos XVIII y XIX, y
casi toda la red .ferroviaria mundial, estaban terminados
antes de que el nombre de Geotecnia fuera creado.
Pero es cierto, por otra parte, que los libros antiguos
no traen, respecto a estos problemas, más que descrip­
ciones de obras ejecutadas, datos empíricos, recetas, en
IX

8. suma; mientras que hoy, la Geotecnia tiene un esqueleto
coherente y científico, que está constituido por la Mecáni­
ca del Suelo y la de las Rocas.
Un hecho significativo es que la Mecánica del Suelo
tiene una fecha de nacimiento generalmente admitida: el
año 1925, con la publicación de la «Erdbaumechanik», de
Karl Terzaghi.
Sin embargo, objetivamente, el trabajo de Terzaghi
no parece decisivo para los procedimientos constructivos,
que estaban desde hacía un par de décadas en profunda
evolución, debido a las tendencias generales de desarrollo
industrial y maqumismo.
Y tampoco parece trascendental para los métodos de
cálculo, en los que la investigación había alcanzado resul­
tados muy interesantes y hoy todavía válidos. La teoría
de empuje de tierras había llegado, gracias a la Estática
gráfica, a refinamientos que casi nos atrevemos a califi­
car de decadentes. Los principios fundamentales de la
estabilidad de taludes se habían ya puesto en claro me­
diante los trabajos de la escuela sueca. En cuanto al
cálculo de asientos, hacía cuarenta años que Boussinesq
había establecido las fórmulas de distribución de tensio­
nes que todavía usamos en la mayor parte de los casos.
En túneles existía ya la noción de arco de descarga, que
Terzaghi emplearía todavía profusamente en publicacio­
nes escritas veinte años después de la «Erdbaumechanik».
A pesar de todo esto, existe una aceptación general del
hecho de que la publicación de este libro significó un
cambio de rumbo; que constituyó un injerto en la vieja
cepa, y que de este injerto salió la planta renovada de la
actual Geotecnia.
Es preciso darse cuenta de la característica esencial
de este cambio de rumbo, que todavía no ha sido acla­
rada para muchos: esta característica es la plenitud de
la aplicación, a los problemas del terreno, del método
experimental, padre de la ciencia moderna.
Observemos cómo, a partir de ese momento, el labo­
ratorio es una primera figura en la Mecánica del Suelo,
de tal forma, que hay quienes identifican prácticamente
ambos conceptos. Muchos creen que no es posible tra­
bajar en Mecánica del Suelo sin efectuar ensayos.

9. Esto es erróneo, y es preciso poner al laboratorio en
su lugar, que es menos amplio de lo que muchos piensan,
pero más profundo: en lo que el laboratorio ha produ­
cido un efecto primordial, insustituible, en la Mecánica
del Suelo ha sido en el conocimiento, en la comprensión
de los fenómenos.
El experimento, es decir, la observación del hecho pro­
vocado, al perm itir definir con precisión las distintas
variables y modificarlas a voluntad, desmenuza los fenó­
menos, establece las leyes de causalidad y da una imagen
precisa y detallada de su desarrollo. Esto conduce, ade­
más, a una mejora decisiva de la observación de los he­
chos naturales.
El progreso de la Mecánica del Suelo demuestra una
vez más que la observación simple~y directa no es sufi­
ciente, y que ha de ser guiada, excitada, por una informa­
ción previa que se puede obtener del experimento de la­
boratorio. Hay hechos que hoy nos cuesta trabajo conce­
bir que no sean evidentes y que, sin embargo, escaparon
de la observación directa hasta que fueron objeto de ex­
perimento. Por ejemplo, el origen hidrodinámico de una
gran parte del asiento diferido.
La observación directa, en cambio, es la única que
puede darnos la legitimación definitiva de nuestras teo­
rías, en el caso de que coincida con nuestras previsiones.
Y si hay discrepancias, no hay tarea más fecunda que la
de rastrear sus causas.
Este libro es el primero de una serie de tres qué cu­
brirá el conjunto de la Geotecnia, pero es en él en el que
se tratan cotí mayor intensidad los resultados experimen­
tales. Aun cuando en los otros dos volúmenes se tratarán
teorías de cálculo y de aplicación, de apariencia quizá
más concluyente, es posiblemente en éste donde está el
núcleo de la eficacia de la Mecánica del Suelo actual para
resolver los problemas técnicos del terreno.
El título de esta serie de volúmenes, «Geotecnia y
Cimientos», coincidente con el de la cátedra que en la
Escuela Técnica Superior de Ingenieros de Caminos, Ca­
nales y Puertos de Madrid, se ocupa de estos asuntos,
indica claramente que una de las finalidades buscadas
es proveer de un texto a las explicaciones de dicha cá­
tedra.
XI

10. Sostenemos el criterio de que, en esta época de avan­
ces sin precedentes, la formación del Técnico Superior
debe llegar a profundizar todo lo posible en los princi­
pios básicos. Solamente éstos pueden constituir puntos
de apoyo permanentes para poder entender y seguir la
acelerada evolución de la Ciencia y la Técnica.
Así, pues, hemos dado a la exposición un carácter fun­
damental y de rigor científico. Pero, al mismo tiempo,
se ha previsto que el libro puede ser también de utilidad
a quien desee especializarse en estas materias, por lo cual
se le ha dado una am plitud que lo aproxima a un verda­
dero tratado, en el que puede encontrarse introducción
y guía en la formidable masa de resultados de la investi­
gación más moderna.
Por ello, a la estructura vertebral de las teorías fun­
damentales se le ha rodeado de una selección de datos
complementarios, los cuales quedan, sin embargo, identi­
ficados en la presentación tipográfica con un tipo más
pequeño. Se incluye, además, una extensa y detallada
información bibliográfica.
De esta manera, el libro puede emplearse como texto
para estudio en las carreras de Ingeniero Superior y Ar­
quitecto, pero al mismo tiempo puede servir como in­
troducción a una especialización mayor en la materia.
El éxito obtenido por la primera edición parece indi­
carnos que hemos conseguido, siguiendo estas directrices,
un libro que ha sido considerado útil por muchos. En el
poco tiempo transcurrido desde su aparición, no ha va­
riado el panorama de la Geotecnia lo suficiente para jus­
tificar una refundición considerable del texto, pero hemos
efectuado, sin embargo, una revisión detallada y muchas
breves adiciones, cuyo número queda bien reflejado en
el hecho de que hay unas cincuenta nuevas referencias
bibliográficas. No es posible indicar aquí todos los nue­
vos puntos tratados. Citemos tan sólo los datos sobre sue­
los muy erosionables siguiendo los criterios de Sherard,
y el concepto de «suelas de transición» de Kézdi. Amplia­
ción sobre la permeabilidad de las rocas, incluyendo el
ensayo radial, y su empleo como criterio para juzgar de
la microfisuración. Nuevas perspectivas sobre la compre­
sibilidad de materiales granulares, según trabajos de
El Shoby y Rodríguez Ortiz, y sobre anisotropía, según
A. Uriel y Cañizo. Una consideración más ajustada del
XII

11. principio de la presión efectiva en suelos semisaturados
y una extensa introducción a las teorías de Cambridge
de tensión-deformación, que es suficiente para entender
su alcance y fundamento para quienes no vayan a inves­
tigar sobre el comportamiento de los suelos en la proxi­
midad de la rotura, y, en todo caso, proporciona un acce­
so muy cómodo al tratamiento más detallado que ya figu­
raba en la primera edición. Con todo ello, pensamos ha­
ber puesto la obra al día e incluso haberla m ejorado en
detalles que la experiencia de estos años había ido seña­
lándonos.
Han contribuido a la aparición de este libro: Editorial
Rueda, que ha conseguido una presentación tipográfica
verdaderamente excelente; V. Bella; L. Vela, que realizó
los dibujos; J. Algora, las fotografías, y M.a J. Serrano,
la mecanografía.
Para las figuras tomadas de otras publicaciones se
han conseguido las autorizaciones necesarias, que se ha­
cen constar al pie de las mismas.
XIII

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13. I N D I C E
Págs.
PROLOGO ....................................................................................................................................... ix
SIMBOLOS Y ABREVIATURAS ...........................................................................................x x m
C a pítu lo I. SUELO Y ROCA. GEOTECNIA. ORIGEN DEL SUELO;
PROCESOS DE CEMENTACION.
1.1. El globo terrestre ...................................................................................................... 1
1.2. Ciclo erosivo ................................................................................................................. 4
1.3. Erosión física ................................................................................................................. 5
1.3.1. Los cambios de tem peratura. La in so la c ió n ................................... 6
1.3.2. El crecim iento de los cristales .......................................................... 6
1.3.3. La actividad orgánica ............................................................................... 7
1.3.4. Las tensiones de la corteza terrestre ................................................. 8
1.3.5. La gravedad .................................................................................................... 9
1.3.6. Transporte y e r o s ió n ................................................................................... 9
1.4. Erosión química .......................................................................................................... 11
1.4.1. H idratación ...................................................................................................... 11
1.4.2. H idrólisis ............................................................................................................ 12
1.4.3. Disolución .......................................................................................................... 14
1.4.4. O xidación ........................................................................................................... 14
1.5. Roca matriz. La m asa rocosa. Tipos de litoclasas ........................... 14
1.6. Medidas del estado de fracturación de la roca .................................... 17
1.7. El suelo edáfico .......................................................................................................... 18
1.8. Los suelos residuales .............................................................................................. 19
1.9. Tiempo necesario para la formación del suelo .................................... 22
1.10. Diagénesis. Metamorfismo ...................................................................................... 22
1.11. Procesos de cem entación ...................................................................................... 24
1.11.1. C em entación por la sílice ....................................................................... 25
1.11.2. C em entación por el carbonato cálcico ............................................. 26
1.11.3. Cem entación por sesquióxidos .............................................................. 26
1.12. La díagénesis del sulfato cálcico ........................................................................ 27
C a pítu lo II. GRANULOMETRIA DE LOS SUELOS.
2.1. Clasificación de las partículas de los suelos por sutam año ............. 29
2.2. Suelos de transición .................................................................................................. 31
2.3. Representación de los resultados del análisis granulom étrico .......... 32
2.4. Clasificación de los m étodos de análisis granulométrico.Sedim enta­
ción. Indice de dispersión 33
2.4.1. M étodo de Robinson o de la p ip eta .................................................. 34
2.4.2. M étodo de B ouyoucos-Casagrande o deldensím etro ................... 35
2.4.3. Lim itaciones de los m étodos basados enla ley de Stokes ... 36
2.4.4. La dispersión de las p a r tíc u la s ............................................................... 38
2.4.5. Indice de dispersión ..................................................................................... 40
2.5. Estudio de las curvas granulométricas. Diám etros. Características.
Coeficiente de uniform idad .................................................................................... 41
2.6. Form a de las p a r tícu la s........................................................................................... 42
2.7. Interpretación general de los resultados del análisis granulométrico. 42
XV

14. Págs.
C a pítu lo III. PROPIEDADES ELEMENTALES: POROSIDAD, INDICE
DE POROS, PESO ESPECIFICO, HUMEDAD, GRADO DE SATURA­
CION, INDICE DE DENSIDAD, EQUIVALENTE DE ARENA.
3.1. Porosidad. Indice de poros ..................................................................................... 47
3.2. Peso específico. Densidad ........................................................................................ 50
3.3. Peso específico de las partículas de un suelo ............................. ,......... 51
3.4. Peso específico del s u e lo ............................................................................ 54
3.4.1. D eterm inación del peso específico del suelo en el laboratorio. 54
3.4.2. D eterm inaciones “in situ" del pesoespecifico seco .................... 56
3.5. Peso específico de una roca. Cálculo de sup o ro sid a d .............................. 57
3.6. Humedad. Grado de saturación ......................................................................... 58
3.7. Relaciones entre las diversas m agnitudesdefinidas ................................. 60
3.8. M étodos rápidos para la determ inación de la hum edad y peso es­
pecífico “in situ ” .......................................................................................................... 60
3.9. M étodos nucleares para la determ inación de la hum edad y densi­
dad “in situ” .................................................................................................................. 61
3.9.1. D eterm inación de la densidad de un suelo por m edio de
rayos gam m a .................................................................................................... 61
3.9.2. D eterm inación de la hum edad de un suelo por m edio de
neutrones de alta energía ........................................................................ 65
3.9.3. C om paración entre los m étodos nucleares y los convencio­
nales ..................................................................................................................... 65
3.10. Indice de densidad .................................................................................................... 66
3.11. Equivalente de arena (E. A.) .......................................................... 68
C a pítu lo IV. LIM ITES DE ATTERBERG. GRAFICO DE CASAGRANDE.
INDICE DE FLUIDEZ. PROPIEDADES FISICO-QUIM ICAS DE LAS
ARCILLAS. ACTIVIDAD. SUSCEPTIBILIDAD Y TIXOTROPIA.
4.1. Estados de consistencia de los suelos.Lím ites deAtterberg .............. 71
4.1.1. L im iteliquido .................................................................................................... 72
4.1.2. L ím iteplástico ................................................................................................. 78
4.1.3. Indice de plasticidad .................................................................................... 79
4.1.4. G ráfico de plasticidad de Casagrande ............................................. 79
4.1.5. L ím ite de retracción ........................................................................... 81
4.2. Indice de fluidez .......................................................................................................... 83
4.3. M inerales arcillosos .................................................................................................... 84
4.4. Tipos de enlace ........................................................................................................... 86
4.5. Caolinita ........................................................................................................................... 86
4.6. H aloysita ......................................................................................................................... 88
4.7. Grupo de la m ontm orillonita (esm ectitas)...... ............................................... 90
4.8. Verm iculita ..................................................................................................................... 92
4.9. I l l i t a ................................................................................................................................... 92
4.10. Sepiolita y a ta p u lg ita ................................................................................................. 92
4.11. Identificación de m inerales arcillosos ............................................................... 93
4.12. Iones de cambio .......................................................................................................... 95
4.13. Fuerzas fisicoquím icas actuantes entrelas partículas de arcilla ... 96
4.13.1. La capa d o b le ................................................................................................ 96
4.13.2. Las fuerzas en los contactos ................................................................ 97
4.13.3. Acción conjunta de las fuerzas que actúan sobre las par­
tículas de arcilla. Suspensiones. E structuras floculada y
dispersa ............................................................................................................. 98
4.13.4. Sinéresis. A rcillas fisuradas .................................................................. 100
4.13.5. P lasticidad de las arcillas y de otros m in e r a le s ....................... 101
4.13.6. Peso específico de las partículas arcillosas. Agua adsorbida. 104
4.13.7. D ensidad m edia del agua en las a r c illa s ..................................... 105
4.14. Actividad de las a r c illa s ........................................................................................... 105
4.15. Susceptibilidad. Tixotropía ..................................................................................... 107
XVI

15. Págs.
C a pítu lo V. EL AGUA EN EL TERRENO. PERM EABILIDAD. PR IN C I­
PIO DE PRESION EFECTIVA. TENSION SUPERFICIAL. ELECTRO-
OSMOSIS.
5.1. Procedencia del agua delterreno ....................................................................... 111
5.2. Situación del agua en el terreno. Nivelfreático ............................. 111
5.3. M ovim iento de un fluido a través delsuelo.Ley de Darcy ....... 113
5.4. Lím ites de validez de la ley de Darcy............................................................. 117
5.4.1. Flujos lam inar y turbulento. Im portancia de las fuerzas de
in e r c ia .................................................................................................................. 117
5.4.2. La ley de D arcy en suelos parcialm ente saturados .................. 118
5.4.3. C um plim iento de la ley de D arcy en m ateriales arcillosos
saturados ............................................................................................................. 119
5.4.4. Variación de la perm eabilidad al cam biar el fluido
perm eante .......................................................................................................... 121
5.4.5. Variación de la perm eabilidad física con el catión de cambio
o la concentración de sales .................................................................. 122
5.4.6. A nisotropia respecto a la perm eabilidad en suelos naturales. 123
5.5. Efecto del am asado sobre el coeficiente de permeabilidad de los
suelos ................................................................................................................................. 126
5.6. Determ inación de la permeabilidad en el laboratorio.Permeámetros. 126
5.7. Estim ación del coeficiente de permeabilidad de una arena saturada
por medios in d irecto s................................................................................................. 130
5.8. Valores del coeficiente de permeabilidad ..................................................... 132
5.9. Presión intergranular y presión neutra o intersticial. Presión efec­
tiva. Ley de Terzaghi. Peso específico sumergido ..................................... 133
5.10. Sifonam iento. Fuerzas de filtración ................................................................. 135
5.11. Tubificación. Ensayo de erosión interna .......................................... 136
5.12. Perm eabilidad de la roca. Indice de m icrofraeturación ........................ 140
5.12.1. Perm eabilidad de la roca m atriz ..................................................... 140
5.12.2. P erm eabilidad del m acizo diaclasado .............................................. 142
5.13. Tensión superficial ..................................................................................................... 142
5.14. Capilaridad. Ascensión del agua en tubos capilares................................ 143
5.15. Ascensión capilar del agua en los suelos ................................................. 145
5.16. Presión capilar en el suelo. Succión. pF ..................................................... 146
5.17. Relación entre la presión de vapor y la curvatura del m enisco ... 146
5.18. Dispositivos experim entales para la m edida de la succión en el
lab oratorio........................................................................................................................ 147
5.19. Variación de la succión con la hum edad del suelo ............................... 150
5.20. E lectroósm osis................................................................................................................ 152
C apítu lo VI. COM PRESIBILIDAD E HINCHAMIENTO DE LOS SUELOS
SIN DEFORMACION LATERAL.
6.1. Compresibilidad de la arcilla .............................................................................. 153
6.2. El edómetro .................................................................................................................... 153
6.3. El ensayo edométrico. M uestras alteradase inalteradas ......................... 158
6.4. Representación de la curva edométrica. Curva edom étrica de m ues­
tras de suelo am asadas con una hum edad correspondiente al lím ite
líquido ................................................................................................................................ 162
6.5. Curvas edom étricas de m uestras inalteradas, y am asadas sin cambio
de humedad. Presión de preconsolidación. Curva de compresión en
el terreno. A rcillas norm alm ente consolidades y sobreconsolidadas.
Corrección de Schm ertm ann ................................................................................ 164
6 .6 . Determ inación de la presión de preconsolidación a partir de la cur­
va ed o m étrica ................................................................................................................ 169
6.7. Procesos de sobreconsolidación............................................................................. 173
6 .8 . Curva de compresión en el terreno en suelos sobreconsolidados,
según S ch m ertm a n n .................................................................................................. 175
XVII

16. Págs.
6.9. Recom endaciones para obtener una buena curva de compresión en
el terreno a partir de la curva edom étrica ................................................ 175
6.10. Representación de la curva edométrica en función de la defor­
m ación unitaria ........................................................................................................... 176
6 .11. Líneas de regresión que ligan los índices de compresión e hincha-
m iento con otras m agnitudes ............................................................................... 177
6.11.1. Regla de Skem pton .................................................................................. 177
6.11.2. Relación en tre el índice de com presión y la hum edad
natural .............................................................................................................. 177
6.11.3. R ecta de regresión entre Cc y wL para suelos españoles ... 179
6.11.4. Línea deregresión entre Cc y w para suelos españoles ... 179
6.11.5. Estim ación de Cs ...................................................................................... 179
6.12. Módulo edom étrico y módulo de deformación .................................... 181
6.13. Teoría de la consolidación .................................................................................... 182
6.14. Teoría de Terzaghi-Fróhlich ................................................................................ 182
6.14.1. Ecuación diferencial de la consolidación unidim ensional ... 184
6.14.2. Ecuación diferencial de la consolidación prim aria en form a
adim ensional ................................................................................................... 187
6.14.3. Resolución de la ecuación diferencial de la consolidación
unidim ensional .............................................................................................. 188
6.14.4. Grado de consolidación m edia .......................................................... 190
6.15. Teoría de la consolidación unidim ensional de Davisy Raymond. 192
6.16. Teoría de la consolidación unidim ensional cuando nose m antiene
la hipótesis de pequeñas deformaciones .......................................................... 193
6.17. Obtención del coeficiente de consolidación a partir de la curva
deform ación-tiem po. Ajuste de las curvas .................................................... 193
6.17.1. M étodo logarítm ico o de Casagrande ............................................. 194
6.17.2. M étodo de Taylor o de la raíz cuadrada del tiem po .......... 196
6.18. Variación de ev durante el proceso de carga. Influencia del am a­
sado e n e , ......................................................................................................................... 198
6.19. Valores de c, .................................................................................................................. 198
6.20. Influencia de las piedras porosas en el valor de cv obtenido a
partir de ensayos de laboratorio ........................................................................ 198
6.21. M étodos rápidos para obtener la curva edom étrica .............................. 198
6.22. Consolidación secundaria ....................................................................................... 200
6.23. Consolidación inicial .................................................................................................. 201
6.24. Ensayos de consolidación con velocidad de deformación constante. 201
6.25. Ensayos de consolidación con gradiente controlado ................................ 207
6.26. Arcillas expansivas ..................................................................................................... 207
6.27. H incham iento provocado por la presencia de sulfato sódico y de
otras s a le s ......................................................................................................................... 208
6.28. H incham iento provocado por la helada en clim as tem plados ... 210
6.29. Compresibilidad de los m ateriales granulares ............................................ 212
6.30. Las deformaciones diferidas de origen no hidrodinám ico .................. 218
Capítulo VII. COMPACTACION DE SUELOS. DEFORMACION DE SU E­
LOS PARCIALMENTE SATURADOS. TRANSFERENCIA DE HUM E­
DAD EN SUELOS PARCIALMENTE SATURADOS.
7.1. Com pactación de s u e lo s ............................................................................................ 221
7.2. El ensayo de Proctor ...’ ....................................................................................... 223
7.3. El compactador m anual de Harvard ................................................................ 225
7.4. Otros m étodos de com pactación ........................................................................ 227
7.5. Estructura de los suelos com pactados ........................................................... 227
7.6. Colapso de los suelos .............................................................................................. 228
7.7. Compresibilidad de los suelos parcialm ente saturados ......................... 230
7.8. Factores que influyen en la deformabilidad de un suelo compactado. 234
7.9. Compresión sin drenaje en suelos parcialm ente saturados ........... 235
XVIII

17. Págs.
7.10. Perm eabilidad al agua y al aire de suelos parcialm entesaturados. 238
7.11. Consolidación de los suelos parcialm ente saturados ................................ 240
7.12. H incham iento de suelos parcialm ente sa tu ra d o s....................................... 242
7.13. El aparato de L a m b e ................................................................................................. 245
7.14. Relación entre el hincham iento de un suelo y la succión ................. 248
7.15. Suelos cuasisaturados y suelos h ú m ed o s......................................................... 250
7.16. Fundam ento del fenóm eno de la com pactación ....................................... 252
7.17. Transferencia de hum edad en suelos parcialm ente saturados .......... 253
Capítulo VIII. RESISTENCIA Y DEFORMACION.
8.1. Rozam iento entre cuerpos sólidos ....................................................................... 257
8.1. Criterio de rotura de C o u lom b ............................................................................. 259
8.3. Tensiones de un punto. La envolvente de Mohr. El criterio de ro­
tura de M ohr-Coulomb. El círculo de M ohr ............................................ 280
8.4. Convenio de signos. Estudio del círculo de Mohr ..................................... 261
8.5. Las tensiones octaédricas ....................................................................................... 263
8.6 . El tensor de deformaciones. El círculo de Mohr de deformaciones.
Los increm entos de deformación ........................................................................ 265
8.7. M edida de la resistencia al esfuerzo cortante de los suelos y rocas
en el laboratorio ........................................................................................................ 266
8 .8 . Ensayos de corte d ir e c to .......................................................................................... 267
8.8.1. Ensayos con drenaje en el aparatode corte directo ............ 273
8.8.2. Ensayosconsolidado-sin drenaje y sindrenaje en elaparato
de corte directo en suelos saturados....................................................... 275
8.9. Aparatos de corte anular ........................................................................................ 276
8.10. Aparatos de corte sim ple ........................................................................................ 276
8.11. Aparatos triaxiales ...................................................................................................... 278
8.12. El aparato triaxial com ún ..................................................................................... 279
8.13. Aplicación de la tensión desviadora en el ensayo triaxial ................. 281
8.14. M edida de secciones de la probeta en el ensayo triaxial. Medida
del cambio de volumen. Relación altura-diám etro ................................. 282
8.15. Condiciones de drenaje del ensayo tr ia x ia l.................................................. 284
8.15.1. Ensayo con drenaje .................................................................................... 285
8.15.2. Ensayos con consolidación previa y rotura sin drenaje en
suelos saturados. M edida de presiones intersticiales ........... 287
8.15.3. Ensayos triaxiales sin drenaje en suelos saturados ................. 288
8.15.4. El ensayo de com presión sim ple ......................................................... 291
8.18. Ensayos con drenaje sin deformación lateral ............................................. 293
8.17. Aparatos triaxiales para la aplicación de tres tensiones principales
distintas ............................................................................................................................. 294
8.18. Diagram as p-q. Trayectoria de las tensiones. LíneasK r y K o ... 295
8.19. Ensayos de compresión y de extensión. Deform ación axial durante
la aplicación de la tensión desviadora .......................................................... 300
8.20. Tipos de rotura ........................................................................................................... 300
8.21. Fricción en las placas ............................................................................................. 303
8.22. V entajas e inconvenientes de los ensayos de tensión y de deforma­
ción controlada ............................................................................................................ 305
8.23. Influencia de la razón de cambio de volumen en el fenóm eno
del corte .t
. ........................... :......................................................................................... 306
8.23.1. Valores de <
£
>
f ................................................................................................. 308
8.23.2. Relación entre los ángulos de rozam iento de pico en los
distin tos e n s a y o s ........................................................................................... 309
8.23.3. Curvatura de la envolvente de M ohr. Ensayos bajo altas
presiones ........................................................................................................... 312
8.23.4. Com paración de los ensayos con drenaje y consolidados-sin
drenaje en suelos y rocas sa tu r a d o s.................................................. 315
8.24. Angulo de rozamiento y cohesión v erd a d ero s............................................. 317
XIX

18. Págs.
8.25. Los coeficientes de presión intersticial ............................................................ 319
8.25.1. Las presiones intersticiales en el ensayo tr ia x ia l....................... 319
8.25.2. Valares de B .................................................................................................. 320
8.25.3. El coeficiente A ............................................................................................ 322
8.25.4. El coeficiente A en suelos dilatantes .............................................. 323
8.25.5. Las presiones intersticiales durante una solicitación triaxial
verdadera. El coeficiente a ...................................................................... 323
8.26. Influencia de la trayectoria de las tensiones en las envolventes en
presiones totales y efectivas ................................................................................ 325
8.27. Estado triaxial verdadero. Criterio de rotura ............................................. 327
8.27.1. C riterio de rotura de Coulomb ............................................................ 327
8.27.2. O tros criterios de r o tu r a ......................................................................... 329
8.27.3. Com paración entre los diversos criterios de rotura ................. 330
8.27.4. El plano diagonal de R endulic ........................................................... 332
8.28. R esistencia a tracción con drenajede los suelos yotros m ateriales. 333
8.29. R elación entre los ejes principales de tensión y de increm ento
de deformación ............................................................................................................. 334
8.30. Superficies de r o tu r a .................................................................................................. 335
8.31. Influencia de la trayectoria de las tensiones en la resistencia al corte
sin drenaje de una arcilla saturada cuando no hay cambio de
h u m ed a d ........................................................................................................................... 336
8.32. Teorías T ensión-deform ación............................ 337
8.32.1. Tipos de com portam iento tenso-deform acional ......................... 338
8.32.2. D eform ábilidad del suelo. El dom inio e d o m é tric o ....................... 340
8.32.3. El increm ento de deform aciones o velocidad ............................... 340
8.32.4. G eneralización del ensayo edom étrico ............................................. 341
8.32.5. R otura de s u e lo s .......................................................................................... 343
8.32.6. Los espacios asociados. El cgm po de velocidades ....................... 344
8.32.7. Posición relativa de los elipsoides de tensión y velocidad.
P lasticidad coaxial y h e te ro a x ia l......................................................... 345
8.32.8. Superficies de flu e n c ia .............................................................................. 345
8.32.9. El principio de trabajo m áxim o. La ley de la norm alidad ... 346
8.32.10. La región de la sóbrecon solidación .................................................... 348
8.32.11. La teoría de Cam bridge .......................................................................... 349
8.33. Comportamiento elástico de suelos y r o c a s ................................................... 354
8.34. Anisotropía de los suelos y de las r o c a s ......................................................... 358
8.35. Comparación entre los ensayos de corte con drenaje en m ateriales
granulares secos y saturados. Causas del rozam iento interno .......... 363
8.36. Influencia del tiem po en la resistencia al corte de lasarcillas ... 364
8.37. El principio de presión efectiva en sólidos porosos saturados .......... 365
8.38. Influencia del tam año de la m uestra en la resistenciaal corte ... 371
8.39. Parám etros efectivos en diversos suelos y rocas ....................................... 372
8.40. Com portam iento de los suelos bajo esfuerzos dinámicos ........................ 375
8.41. Influencia de diversos factores fisicoquímicos en la resistencia al
corte ................................................................................................................................... 379
8.42. M edida de la perm eabilidad de un suelo en el aparatotriaxial ... 380
8.43. L a resistencia al corte sin drenaje de un suelo sa tu ra d o ....................... 381
Capítulo IX . SUELOS PARCIALMENTE SATURADOS SOM ETIDOS A
ESFUERZOS CORTANTES.
9.1. El principio de presión efectiva respecto a la resistencia al esfuerzo
cortante en suelos parcialm ente sa tu ra d o s................................................... 383
9.2. Los coeficientes de presión intersticial en suelos parcialm ente sa­
turados .............................................................................................................................. 383
9.3. Ensayos de corte en suelos parcialm ente sa tu ra d o s.................................... 384
9.3.1. Ensayos sin d r e n a je ............................................ 384
9.3.2. Saturación con co n tra p resió n ................................................... 385
xx

19. Págs.
9.3.3. M edida de la presión del agua y la presión del aire en suelos
parcialm ente saturados duranteel ensayo tr ia x ia l......................... 387
9.3.4. O btención del coeficiente % ...................................................................... 388
9.3.5. Influencia del grado de saturación en c’ y ct>' ......................... 389
9.4. Influencia de las condiciones de eom pactaeión en la resistencia al
corte de un suelo cohesivo ..................................................................................... 391
Ca pitu lo X. TIPO S DE SUELOS.
10.1. Clasificaciones ............................................................................................................. 395
10.2. Clasificaciones según la com p osición ............................................................... 397
10.2.1. Grupos GW y S W .................................................................................... 398
1012.2. G rupos GP y S P ........................................................................................ 399
10.2.3. G rupos GM, SM, GC y SC ................................................................. 399
10.2.4. Casos in te rm e d io s...................................................................................... 399
10.2.5. Suelos turbosos. D eterm inación de lam ateria orgánica ... 399
10.3. Clasificaciones g e n é tic a s......................................................................................... 400
A pén d ic e I.—SER IES DE TAMICES PARA ANALISIS GRANULOMET R I­
COS (§ 2.3) ............................................................................................................... 409
Apén d ic e I I —PROPIEDADES FISICAS DELAGUADESTILADA ..................... 411
A pén d ic e m .—JUSTIFICACION TEORICA DEL METODO DEL DEN SI­
METRO (§ 2.3.2) ..................................................................................................................... 413
1. Concentración de una suspensión en función de su peso específico ... 413
2. Teoría del densím etro .............................................................................................. 413
3. Correcciones ..................................................................................................................... 415
4. Tarado del densím etro ............................................................................................. 416
A pén d ic e IV.—PROPIEDADES DE ALGUNOS SUELOS NACIONALES Y
EXTRANJEROS ..................................................................................................................... 417
Apéndice V.—PIEDR AS POROSAS .................................................................................. 431
A pén d ic e VI.—DATOS DE HINCHAMIENTO DE ALGUNOS SUELOS ES­
PAÑOLES .................................................................................................................................. 433
REFERENCIAS ............................................................................................................................. 439
INDICE DE M A T E R IA S ........................................................................................................ 457
XXI

21. LISTA DE SIMBOLOS
Y ABREVIATURAS MAS IMPORTANTES
Los autores se han adherido en general a los símbolos aproba­
dos por la Sociedad Internacional de Mecánica del Suelo en su
V Congreso (volumen III, páginas 69-70), y, en su defecto, a la lista
de símbolos propuesta por la Sociedad Internacional de Mecánica
de las Rocas en 1970.
En los símbolos de uso exclusivo en Geotecnia, se indica, entre
paréntesis, la página en que están definidos.
A = coeficiente de presión intersticial (322).
O
A = ángstróm = 1CT4 u.
a = coeficiente de presión intersticial (323).
B = coeficiente de presión intersticial (320).
Ba = coeficiente de presión intersticial aplicado al aire
(384).
Bu = coeficiente de presión intersticial aplicado al agua
(384).
Bn = coeficiente de presión intersticial aplicado al agua
(384).
C —concentración; constante.
C = centígrado.
Cc = índice de compresión (162).
C = concentración inicial de partículas sólidas en una pro­
beta de sedimentación.
Cs = índice de hinchamiento (162).
Ct = concentración de partículas sólidas enuna probetade
sedimentación a la profundidad z y en el instante t.
c = cohesión (259)..
c' = cohesión efectiva (274 y 286).
ce = cohesión verdadera (317).
cF = coeficiente de consolidación cuando no. se considera
la hipótesis de pequeñas deformaciones (193).
XXIII

22. = cohesión de la envolvente de presiones totales (275,
287 y 289).
C
’v = coeficiente de consolidación (186).
D = diámetro.
Dn = diámetro correspondiente al n % de la curva granulo-
métrica.
£>s = diámetro de la partícula cuya superficie específica es
igual a la del conjunto.
E = módulo de deformación lineal.
Em = módulo edométrico (181).
e = índice de poros (47).
fia = volumen de aire dividido por volumen de sólidos.
ef = índice de poros al final del ensayo.
^m
ax = índice de poros máximo (66).
t'm
in = índice de poros mínimo (66).
et = índice de poros en el instante t.
C
vj = volumen de agua dividido por volumen de sólidos.
eo = índice de poros inicial.
G = peso específico relativo de las partículas sólidas.
Gw = peso específico relativo del agua a la temperatura am­
biente.
g = gramo masa.
H = espesor; distancia de drenaje (mitad del espesor de
una capa que drena por ambos lados o espesor de
dicha capa si drena sólo por un lado); humedad re­
lativa.
H' = constante adimensional de Henry.
Hpí = altura de poros final.
Hpt = altura de poros en el instante t.
= altura de sólidos.
H0 = espesor inicial.
h = altura piezométrica — z + (u/y*).
hc = altura de ascensión capilar (144).
I d = índice de densidad (66).
Ip = índice de plasticidad (79).
/i , h , h = invariantes del tensor de tensiones.
i = gradiente hidráulico en la dirección del vector veloci­
dad de flujo (114).
Í
~
C = gradiente hidráulico crítico (136).
^
"
s = gradiente hidráulico en la dirección s (114).
h = umbral del gradiente hidráulico (119).
XXIV

23. J = julio.
/ = módulo de la fuerza de filtración por unidad de volu­
men (136).
K = grado Kelvin.
Á
T
S = módulo de compresibilidad delesqueleto de suelo
(320).
= módulo de compresibilidad del agua (320).
K c = coeficiente de empuje en reposo (294).
k = coeficiente de permeabilidad (115).
k' = permeabilidad física (115).
/ca = coeficiente de permeabilidad al aire (115).
K = coeficiente de permeabilidad electroosmótico (152).
fch = coeficiente de permeabilidad para flujo horizontal.
k’i = permeabilidad física en la dirección / (117).
kv = coeficiente de permeabilidad para flujo vertical.
kx —coeficiente de permeabilidad en la dirección x (116).
k —permeabilidad física en la dirección x (117).
ky = coeficiente de permeabilidad en la dirección y (116).
= coeficiente de permeabilidad en la dirección z (116).
kg = kilogramo masa,
kmol = kilomol.
kp —kilopondio (kilogramo fuerza).
L = lectura del cuadrante de medidas.
Li = lectura inicial del cuadrante de medidas.
L0 = lectura corregida correspondiente al comienzode la
consolidación primaria.
I —longitud.
M —7i/2{2m + 1); pesomolecular; pendiente de la línea
de estado crítico proyectada sobre el plano de las ten­
siones (343).
m = número entero.
mv = coeficiente de compresibilidad vertical (182).
N = relación entre el peso de las partículas inferioresa un
diámetro dado, D, y el peso total de las partículas;
fuerza normal.
N = newton.
M - = fuerza normal intergranular (133).
n = porosidad (47).
^m
ax = porosidad máxima (68).
^m
in = porosidad mínima (68).
n0 = porosidad inicial.
XXV

24. p = presión e,n general; o + o'3/ 2; presión absoluta de un
gas.
pa = presión absoluta del aire.
pF = logaritmo en base 10 de la succión, expresada en cen­
tímetros de agua,
p = pondio (gramo fuerza).
q = caudal (gasto); tensión desviadora (263).
<
?
u = resistencia a la compresión simple (291).
R = número de Reynolds; constante de los gases perfectos;
radio (cuando se quiere distinguir de otro menor, r).
r = lectura del densímetro; velocidad de deformación
(unitaria); radio.
rw — ywfye •
S = área de una superficie.
Sm
ed = sección media.
Sr = grado de saturación (58).
Su) = grado de saturación inicial.
S. I. = sistema internacional.
s = longitud medida en una dirección; a veces, área de
una superficie (cuando se quiere distinguir de otra
mayor, S).
s = segundo.
T = fuerza tangencial; temperatura absoluta.
Ty = factor de tiempo (187).
Tx = factor de tiempo correspondiente al 50 % de la conso­
lidación primaria.
T,o = factor de tiempo correspondiente al 90 % de la conso­
lidación primaria.
t = tiempo,
t = tonelada fuerza.
ts> = tiempo correspondiente al 50 °/o de la consolidación
primaria.
Uo = tiempo correspondiente al 90 % de la consolidación
primaria.
U = grado de consolidación (190); potencial eléctrico.
Ut = grado de consolidación en un punto (187).
u = presión intersticial (190); presión intersticial en exce­
so sobre la hidrostática (186).
«i = presión intersticial en exceso inicial.
XXVI

25. = presión intersticial en exceso en el punto de altura z
y en el instante t.
= presión del agua (por encima de la atmosférica).
= volumen.
= voltio.
= volumen de aire.
= volumen de gas.
= volumen de huecos.
= volumen de sólidos.
= volumen de agua.
= volumen inicial.
= velocidad de caída de una esfera a través de un líqui­
do; velocidad de flujo (114).
= vector velocidad de flujo (114).
= corrimientos en las direcciones i y /, respectivamente;
componentes de la velocidad de flujo en las mismas
direcciones.
= velocidad de filtración media (114).
= componentes de la velocidad de flujo en las direccio­
nes x, y y z, respectivamente.
= peso del picnómetro con agua y sólidos; peso de un
árido saturado;
= peso de una muestra sumergida.
= peso del densímetro.
= peso de sólidos.
= peso del picnómetro lleno de agua destilada a la tem­
peratura del baño termostático.
= peso de un volumen de agua igual al del suelo a 4o C.
= humedad (59); corrimiento en dirección vertical.
= límite líquido (71).
= humedad óptima Proctor (222 y 223).
= límite plástico (78).
= límite de retracción (81).
= profundidad, altura.
= profundidad del centro del volumen sumergido del
densímetro.
= peso específico del suelo (54); peso específico de una
roca (57); peso específico de una suspensión; deforma­
ción angular o deslizamiento.
= peso específico sumergido (134).
XXVII

26. y» = peso específico del aire a la presión atmosférica.
yc = peso específico del agua destilada a la temperatura de
calibración del densímetro.
7d = peso específico seco (54).
7t = peso específico de un fluido.
7¡j = deformación angular de las direcciones perpendicula­
res i, /.
7S = peso específico de las partículas sólidas; peso especí­
fico de los sólidos en una roca.
^
saturado —
—peso específico saturado (54).
7w = peso específico del agua. Con frecuencia en Geotecnia,
se toma igual a y0.
7o = peso específico del agua destilada a 4o C.
6 = incremento diferencial.
s = deformación longitudinal (unitaria).
ep = deformación (unitaria) plástica.
«a = deformación longitudinal (unitaria) axial.
«f = deformación longitudinal (unitaria) final.
«i = deformación longitudinal (unitaria) en la dirección i.
£t = deformación longitudinal (unitaria) en el instante t.
«v = deformación volumétrica (unitaria).
£vp = deformación volumétrica (unitaria) plástica.
ev
r = deformación volumétrica (unitaria) recuperable.
«a = deformación longitudinal (unitaria) en el punto de al­
tura z y en el instante t.
si , e2, £
3 = deformaciones longitudinales (unitarias) principales,
mayor, intermedia y menor, respectivamente.
r¡ = coeficiente de viscosidad (llamado también viscosidad
dinámica o absoluta) de un fluido; q/o'oct ■
v' = q /2p.
t?a = coeficiente de viscosidad del aire.
6 = volumen de agua dividido por volumen total;ángulo
que forma con la horizontal la tangente alcírculo de
Mohr trazada por el origen de coordenadas.
x = pendiente (módulo) de la recta e — lno' (rama de des­
carga o de recarga).
X = pendiente (módulo) de la recta e — Lo' (rama virgen).
xxvm

27. H
IX = coeficiente de rozamiento (257).
== miera.
v — coeficiente de Poisson; ángulo de dilatancia (266).
q = densidad.
£
>
d = densidad seca (50, 51 y 54).
om
ax = densidad máxima (66).
pm
in = densidad mínima (66).
pP = densidad máxima Proctor (222 y 223).
0 = tensión total normal (por encima de la atmosférica)
(134).
o' = tensión efectiva normal (134).
a c = presión de consolidación (244 y 285).
0¡ = presión intergranular (134).
0oct = tensión octaédrica normal total,
o'oc, = tensión octaédrica normal efectiva.
o'p = presión de preconsolidación (164).
os = tensión superficial.
ot = resistencia a la tracción.
ov = tensión total normal vertical (sobre un plano horizon­
tal).
o'v = tensión efectiva normal vertical (sobre un plano hori­
zontal).
ox, oy, oz = tensiones normales totales sobre planos perpendicula­
res a los ejes x, y y z, respectivamente.
o t
í = presión efectiva normal vertical en el punto de altu­
ra z y en el instante í.
o'o — presión efectiva vertical de una muestra de suelo si­
tuada en el terreno antes de aplicarle las cargas de
una cimentación; presión efectiva vertical inicial,
o, , o2, 03 = tensiones totales principales mayor, intermedia y me­
nor, respectivamente.
o'i , a'i, o'3= tensiones efectivas principales mayor, intermedia y
menor, respectivamente.
(0, — o3)f — tensión desviadora en el momento de la rotura.
(01 — 03)rf = tensión desviadora en el momento de la rotura, una
vez hecha la corrección de la energía.
tf = resistencia al esfuerzo cortante.
T
oct = tensión octaédrica tangencial.
XXIX

28. = esfuerzo cortante de rotura hecha la corrección de la
energía (317).
= tensiones tangenciales en coordenadas cartesianas.
= ángulo de rozamiento (258); ángulo de rozamiento in­
terno (259).
= ángulo de rozamiento interno efectivo (274 y 286).
= ángulo de rozamiento interno de la envolvente de pre­
siones totales en un ensayo consolidado-sin drenaje
(251 y 287).
= ángulo de rozamiento interno durante un ensayo tri­
axial correspondiente al estado crítico (286).
= ángulo de rozamiento interno efectivo en deformación
plana.
= ángulo verdadero de rozamiento interno (317).
= ángulo de rozamiento interno una vez desquitada la
influencia de la dilatancia según Rowe (309).
= ángulo de rozamiento interno residual (275).
= ángulo de rozamiento interno de la envolvente de pre­
siones totales en un ensayo sin drenaje (385).
= mínimo de (309).
= potencial capilar (254); ángulo que forma con la hori­
zontal la tangente de la proyección de la línea de lími­
te elástico sobre el plano de tensiones (352); ángulo de
rozamiento interno de un cuerpo sólido (369 y 370).
= coeficiente de la expresión de la presión efectiva res­
pecto al esfuerzo cortante en suelos parcialmente sa­
turados (383).

29. geotecnia y cimientos

30. 1
Suelo y roca * G eotecnia ^ O rigen del suelo
Procesos de cem entación
1.1. El globo terrestre
Una característica de la corteza terrestre, determinante para la
actividad humana, es su gran variedad. Esta proviene por una par­
te de una diferenciación inicial entre las diversas rocas, pero por
otra, más importante, de la existencia de una envoltura fluida: la
movilidad de las moléculas de los líquidos y los gases facilita trans­
formaciones que no pueden tener lugar entre los átomos, de posi­
ciones rígidamente fijadas, de los compuestos cristalinos. Son los
fluidos los que actúan, al menos como elementos intermediarios
en el cambio, y es en ellos donde tuvo lugar el cambio cualitativo
por esencia: la aparición de la vida.
Sin embargo, la atmósfera y el agua de los océanos apenas ac­
túan más que en la superficie de los materiales sólidos, por lo que
su acción hubiera sido necesariamente limitada. Pero la corteza te­
rrestre no es una masa inerte: sometida a fuerzas de origen pro­
fundo, posiblemente corrientes de convección del manto, origina­
das a su vez quizá por diferencias de temperatura debidas a
procesos de transformación nuclear, se ha dividido en varias
placas que se desplazan, sufriendo, al hacerlo, elevaciones, descen­
sos, roturas y plegamientos que facilitan la acción de los fluidos,
reavivando los procesos transformadores que englobamos bajo la
denominación común de «erosión».
La «tectónica de placas» o «tectónica global» es hoy la doctrina
más generalizada para explicar los grandes fenómenos acaecidos
en la corteza terrestre y, aunque, evidentemente, será un día su­
perada, cuenta con el apoyo de numerosos hechos comprobados.
En realidad, es un desarrollo de la hipótesis de la «deriva de los
continentes» de Wegener, pero mientras que éste no pudo dar más
que escasos indicios como prueba a lo que fueron geniales intui­
ciones, diversos estudios, y en particular los del fondo de los océa­
nos, señalan circunstancias difíciles de explicar de otra forma,
entre las que quizá la más decisiva sea la existencia de bandas en
el magnetismo de las rocas, testigos fosilizados del campo magné-
l

31. Fig. 1.1. Diferentes
etapas de la aper­
tu ra del Atlántico
Norte (según Der-
c o u rt y P a q u e t,
1974). Los núm eros
entre paréntesis in­
dican la edad esti­
m ada, en millones
de años, y los nú­
m eros sin parénte­
sis, el núm ero de
anom alías m agnéti­
cas observadas, so­
bre el cual se ha
basado dicha esti­
mación.
tico terrestre en el momento de la formación de aquéllas. Estas
bandas, correspondientes a las inversiones experimentadas, pare­
cen probar los movimientos de las placas, y puede encontrarse un
sincronismo entre ellos en los fondos de los distintos océanos.
Según la disposición en que aparecen, es claro (fig. 1.1) que existe
una emergencia de material neoformado en las cordilleras que se
han descubierto en el fondo de los océanos, o «dorsales oceánicas».
Estos materiales se desparraman a los lados de dichas dorsales y
arrastran a las placas que flotan sobre el manto, escaras de mate­
riales más rígidos y ligeros (silicatos de aluminio, preferentemente)
que se segregaron en su día, a manera de escoria, de los materiales
en fusión.
En ciertas zonas del globo (fig. 1.2) el movimiento de estas pla­
cas empuja la una contra la otra, conflicto que se resuelve con el
hundimiento de una de ellas. Sus materiales son digeridos al en­
contrar, en regiones profundas, mayor temperatura y presión y un
ambiente químico distinto. En estos puntos («zonas de subducción
o de Benioff») existen grandes anomalías que se suelen manifestar
por actividad sísmica y volcanes.
Los desniveles que estos movimientos, como causa principal,
crean, son el medio que permite al agua de lluvia alcanzar capaci­
dad erosiva, la cual se encuentra a su vez favorecida por la previa
disgregación de las rocas mediante acciones atmosféricas de todo
tipo, que clasificaremos, para su estudio posterior, en dos grandes
grupos: «erosión física» y «erosión química», aun cuando, como
en la mayor parte de las clasificaciones de fenómenos naturales,
tal separación no puede ser completa y resulte en ciertos casos
incluso arbitraria.
Se establece así un doble juego: las fuerzas tectónicas creando
relieve, y las erosivas, arrasándolo. A lo largo de las épocas geo­
lógicas, el predominio ha sido alternante. Existe una cierta tenden­
cia a pensar que la formación de las grandes cadenas montañosas
ha constituido tremendos episodios catastróficos, intercalados en
2

32. períodos de quietud casi absoluta. Sin embargo, la actividad oro-
génica ha sido seguramente tan lenta que incluso pudiera haber
pasado inadvertida si hubiera habido seres vivientes pensantes
para presenciarla, hasta el punto de que hay geólogos que opinan
que hoy nos encontramos en una época orogénica medianamente
activa en áreas que suman del 5 al 10 % de la superficie terrestre,
porcentaje que, por otra parte, no ha tenido que ser mayor en las
épocas orogénicas pasadas.
Así, pues, Blatt et al (1972) cita datos de diversos autores se­
gún los cuales California se levanta a una velocidad entre 4 y 13
m /1.000 años, y Japón, entre 0,9 y 76 m/1.000 años. Ciertas áreas
del Golfo Pérsico, entre 3 y 10 m/1.000 años.
Tales velocidades superan con mucho las posibilidades de la
erosión para contrarrestarlas, y se piensa que pueden ser del orden
de las que se experimentaron en los episodios orogénicos pasados.
Junto a ellas se encuentran también, en las regiones circumpolares,
movimientos de elevación muy importantes, debidos al reajuste
isostático consecuente a la fusión de los casquetes glaciares. Así,
por ejemplo, la península escandinava se levanta al menos
9 m/1.000 años por esta causa, y en la bahía de Hudson se ha esti­
mado que la velocidad puede ser cuatro veces mayor, lo cual tiene
importantes consecuencias geotécnicas (§ 4.15).
Fig. 1.2. Sección esquemática del Globo. En las cordilleras dorsales oceánicas se forman unas
placas que derivan en ambas direcciones. Su espesor va creciendo hasta que alcanzan el arco
insular o la fosa oceánica. La placa que se sumerge (subducción) va siendo destruida por fusión.
El Océano Atlántico no tiene zonas de subducción, por lo cual se expande constantemente. Con*
trariamente, el Océano Pacífico se contrae, a pesar de que su fondo se expande igualmente a
partir de la dorsal del Pacífico Este (según Uyeda, 1972).
3

33. 1.2. Ciclo erosivo
La erosión ataca las rocas formando, en primer lugar, un suelo
que recibe el nombre, quizá poco adecuado, de «suelo residual»,
con lo que se le quiere oponer a otro tipo de suelos, los «suelos
transportados». Los materiales que componen el suelo residual son
a veces arrastrados por la acción combinada del agua y la grave­
dad. El transporte puede ser muy corto, consistiendo tan sólo en
una caída a lo largo de un talud, en cuyo caso tendremos «coluvio-
nes», que se caracterizan por no estar más que muy groseramente
clasificados. Más bien, encontramos sólo segregación. Encontra­
mos mezclados piedras o incluso bloques con materiales tan finos
como las arcillas. Los depósitos típicos de esta clase son los de
«pie de monte».
Un coluvión puede ser arrastrado a su vez, extendiéndose sobre
una «llanura de inundación», en donde puede depositarse forman­
do un «glacis», en el que ya no encontraremos tan gran variedad
de tamaños. Finalmente, puede'ir a parar a corrientes de agua que
los transporten a distancias muy largas y los depositen con una
clasificación en tamaños bastante estrecha, constituyendo «alu­
viones».
Los productos arrancados por la erosión continúan sufriendo
transformaciones, tanto durante el transporte como después de de­
positados. Estas últimas transformaciones constituyen la «diagé-
nesis», que terminará por convertirlos en materiales más o menos
resistentes, tales como areniscas, argilitas, etc. En ciertos casos,
llegarán a estar sometidos a presiones muy elevadas, o bien a tem­
peraturas muy altas o a ambas cosas, y podrán convertirse en ver­
daderas rocas, en cuyo caso hablaremos de «metamorfismo», des­
pués de lo cual puede ocurrir que los movimientos tectónicos los
expongan de nuevo a la erosión, recomenzando el ciclo.
La erosión afecta, salvo pequeñas excepciones sin importancia
cuantitativa (p. e. cañones submarinos) a la parte emergida de la
corteza terrestre, que viene a ser tan sólo la cuarta parte de la
superficie total del Globo. Pero la deposición de la casi totalidad
de los materiales arrastrados se efectúa en un área todavía menor,
que abarca la plataforma y vertiente continentales, más algunas
áreas endorreicas y los tramos inferiores de los ríos. Todo ello no
suma más del 15 % de la superficie total.
Las zonas profundas de los océanos no están en general cubier­
tas de sedimentos de origen directamente terrígeno, los cuales,
cuando se encuentran, han sido aportados ocasionalmente por co­
rrientes de turbidez. En la inmensa mayoría de las llanuras abi­
sales encontramos las arcillas rojas pelágicas y los fangos de origen
orgánico. Entre estos últimos son típicos los de conchas de Globi-
gerinas que se estima cubren unos 130 millones de kilómetros
cuadrados del fondo de los océanos (Dumbar y Rogers, 1963). Estos
organismos unicelulares se reproducen por subdivisión, momento
en el cual los nuevos individuos abandonan la concha que protegió
a la célula paterna. La concha cae al fondo, vacía, de modo que
estos fangos están prácticamente exentos de materia orgánica.
4

34. A profundidades mayores de 4.500 m las circunstancias de pre­
sión y pH del agua marina hacen que se disuelvan las conchas
calcáreas. A profundidades mayores podemos encontrar fangos de
radiolarios y diatomeas, de esqueletos silíceos, pero predominan
las arcillas rojas, que cubren aproximadamente la cuarta parte del
fondo de los océanos Atlántico e Indico y casi la mitad del fondo
del Pacífico (Sverdrup et al., 1942). El origen de estas capas no
ha sido todavía totalmente aclarado, opinando algunos que son
simplemente las fracciones más finas de las aportaciones continen­
tales, y otros que consisten en minerales de nueva formación, a
partir, sin duda, de productos continentales, pero previa su diso­
lución. En todo caso, su naturaleza está predominantemente deter­
minada por su posición, tanto dentro de las capas sedimentadas
como por la profundidad del océano en cada punto. Por ello, hay
que concluir que, aunque provengan directamente de los aportes
continentales, éstos han sido transformados por dos procesos en
los que ha influido, hasta predominar, el ambiente oceánico. Estos
procesos reciben los nombres de halmirolisis, o transformación
producida durante el período de suspensión y transporte en agua
salina, y la diagénesis, proceso general (§ 1.10) que experimentan
los sedimentos, bajo los efectos del tiempo, la presión y las demás
circunstancias ambientales.
Así, pues, los suelos, salvo raras excepciones, proceden de las
rocas de la corteza terrestre a través de un proceso de erosión.
Esta puede ser de dos tipos: la primera, la erosión física, que
produce un fraccionamiento de la roca sin cambio de su compo­
sición. La segunda, la erosión química, da lugar a un suelo cuya
constitución mineralógica es distinta de la que tenía la roca madre.
Ambos tipos de erosión cooperan entre sí, cada uno facilitando la
acción del otro.
La erosión se caracteriza por causar un esponjamiento, un au­
mento de volumen, de la capa superior de la corteza terrestre, que
tiende a disminuir la gran diferencia entre los dos estados de agru­
pación de la materia que en esa zona se encuentran, las rocas y la
atmósfera, como una manifestación de la tendencia niveladora de
la Naturaleza.
1.3. Erosión física
La erosión física es producida por numerosos agentes, que se
pueden integrar en dos grupos:
a) Erosión in situ:
1. Los cambios de temperatura.
2. El crecimiento de cristales.
3. La actividad orgánica.
4. Las tensiones de la corteza terrestre.
5. La gravedad.
5

35. b) Transporte y erosión:
, 1 . La gravedad.
2. El agua.
3. El hielo.
4. El viento.
La erosión física de las rocas sólo puede dar lugar a arenas o
limos, pues la aparición de arcillas requiere transformaciones quí­
micas.
1.3.1. Los cambios de temperatura. La insolación
La literatura geológica está llena de referencias a exfoliación y
desintegración de rocas que se atribuyen a expansiones y contrac­
ciones diferenciales causadas por variaciones en la temperatura.
Experimentos realizados han demostrado que estas tensiones* son
insuficientes para fracturar los rocas sanas y masivas siempre que
estén perfectamente secas (Blackwelder, 1933; Griggs, 1936). Pero
estos mismos experimentos muestran que, en presencia de agua,
alternancias repetidas de calentamiento y enfriamiento pueden fi­
nalmente conducir a la rotura.
En opinión de Holmes (1965), bajo condiciones naturales las ro­
cas masivas han de haber sido debilitadas previamente por la ero­
sión química para que la insolación pueda tener influencia alguna.
Basta quizá con un grado de ataque químico muy pequeño. Las
fisuras iniciadas se propagan merced a la variación diaria de tem­
peratura, hasta producir la rotura por un fenómeno de fatiga. Un
caso típico es el de los estallidos de rocas en los desiertos, a veces
incluso con proyección de fragmentos. La erosión química en un
clima desértico es pequeña, dada la sequedad de la atmósfera, pero,
por esta última causa, las diferencias de temperatura entre el día
y la noche son grandes, y aún más brusco es el enfriamiento cau­
sado por las tormentas, escasas, pero súbitas y violentas, con pre­
cipitaciones que a veces llegan a ser de granizo.
1.3.2. El crecimiento de cristales
La acción de las heladas es otra de las causas más intensas de
erosión física. Todas las rocas tienen un cierto grado de porosidad
(§ 3.1). El agua absorbida se transforma en cristales de hielo como
resultado de la disminución de temperatura. El consiguiente au­
mento de volumen pulveriza la roca. Sin embargo, es preciso para
ello que el agua no encuentre espacio libre para la expansión. La
helada produce la rotura de una roca cuando su grado de satura­
ción (v. § 3.6) anterior a la aparición de hielo era superior a un
cierto «grado de saturación crítico».
En el terreno, el grado de saturación de las rocas es con fre­
cuencia superior a este valor crítico.
S in em bargo, si un a roca se d eja secar d esp u és de extraída de la cantera,
y m á s ad elan te se co lo ca en u n edificio, el grad o d e satu ración qu e adquiere
6

36. debido a la lluvia es inferior al crítico. Sólo sucesivas alternancias de hielo
y deshielo pueden provocar que se alcance este valor.
Naturalmente, a igualdad de otros factores, una roca es tanto más hela­
diza cuanto más porosa es. Sin embargo, influye también el tamaño de los
poros. Cuanto más pequeños son éstos, mayor es el grado de saturación que
alcanza la roca seca al aire al sumergirla en agua debido a la capilaridad.
Estas dos propiedades: porosidad y grado de saturación tras cuarenta y ocho
horas de inmersión, pueden dar un criterio para predecir la heladicidad de
las rocas (Mamillan, 1967).
En las regiones áridas, la form ación de cristales salinos puede
tener un efecto análogo al de la helada.
1.3.3. La actividad orgánica
Sabido es que las raíces de algunas plantas pueden rom per y
desplazar bloques de roca de m agnitud considerable. También son
conocidas las actividades de los gusanos de tierra y los roedores.
Fig. 1.3. Falla y sistem a
de diaclasas de esfuerzo
cortante conjugadas con
ella. Río M ijares, margen
derecha, proxim idades de
Campos de Arenos (C aste­
llón). Calizas del jurásico.
Las diaclasas horizontales
pueden ser diaclasas de
tracción.
7

37. 1.3.4. Las tensiones de la corteza terrestre
En la corteza terrestre existen fuertes erosiones que dan origen,
entre otros fenómenos, a los plegamientos y a los terrem otos.
Estas tensiones pueden exceder la resistencia al esfuerzo cor­
tante de la roca que las soporta, produciéndose la rotura a través
de determ inadas superficies. Estas superficies se conocen con el
nom bre de fallas cuando ha habido desplazamiento relativo pa­
ralelo a ellas, y de diaclasas de esfuerzo cortante, cuando no lo
ha habido (fig. 1.3).
H ast (1967) ha recopilado las medidas de tensiones horizontales
realizadas en las rocas de Escandinavia y Finlandia. Se observa la
existencia de una ley general de las tensiones horizontales. La suma
de las tensiones principales horizontales ai + a2 es 180 kp/cm 2 en
superficie, y aum enta linealmente con la profundidad como se in-
Fig. 1.4. Tensiones horizontales en rocas de Escandinavia y Finlandia (H ast. 1967).
dica en la figura 1.4. Naturalm ente existen variaciones locales res­
pecto a esta ley general. Hast indica tam bién que recientemente
se han efectuado medidas en Nubia y Columbia Británica y que los
resultados obtenidos son consistentes con los de Escandinavia.
Cuando una probeta de roca se rom pe por compresión simple,
la rotura se suele producir por medio de fisuras en la dirección
de la compresión. Si imaginamos una serie de estratos horizontales
de roca, sometidos a las altas tensiones horizontales que acabamos
de indicar, es lógico pensar que se produzca la rotura en form a
de diaclasas horizontales (fig. 1.5). La separación entre diaclasas
es m enor cerca de la superficie que en profundidad; ello se explica
porque este tipo de rotura es una rotura frágil, que se produce
cuando la tensión principal menor, en este caso la vertical, es pe­
queña. Se trata realm ente de diaclasas de tracción, pues parece ser
8

38. Fig. 1.5. Diaclasas horizontales de tracción en un lecho de roca. Obsérvese la presencia de algunas
diaclasas de esfuerzo cortante.
que la fuerte compresión horizontal produce tracciones en sentido
transversal, debido a la existencia de oquedades y diaclasas en la
roca.
Otro hecho que parece apoyar esta teoría es el repentino des­
prendim iento hacia arriba de estratos de roca que a veces se ob­
serva en el suelo recién excavado de una cantera.
Todas estas superficies abren el camino de la erosión.
Según medidas indirectas realizadas por Skem pton (1961), la
relación entre la tensión efectiva horizontal y la vertical en arcillas
sobreconsolidades y esquistosas oscila entre 2 y 4. Estas fuertes
tensiones horizontales pueden ser sencillamente tensiones resi­
duales que quedan al descargar la erosión al suelo de las capas
que lo cubrían.
1.3.5. La gravedad
En un macizo rocoso sin soporte lateral existen tracciones hori­
zontales en la parte alta del macizo que pueden provocar la apari­
ción de diaclasas verticales (fig. 1.6). Estas tracciones son produ­
cidas por las fuerzas de gravedad.
1.3.6. Transporte y erosión
A medida que las rocas van sufriendo los efectos de la erosión
van perdiendo resistencia. Entonces se producen desprendimientos
y deslizamientos. Las masas de m aterial descienden ladera abajo.
En su camino se producen choques que colaboran a su desmenu­
zamiento (fig. 1.7).
9

39. Por otra parte, el agua es uno de los-agentes de erosión más
activos. Inicia ya su acción destructora al caer sobre la superficie
terrestre en form a de lluvia, y la perfecciona notablem ente, al
transform arse en torrente, río o m ar, al transportar los trozos de
roca y golpearlos entre sí y contra el lecho.
El viento por sí solo es capaz de rem over únicam ente depósitos
incoherentes secos. Pero, arm ado con los granos de arena que así
adquiere, el viento se transform a en un poderoso agente abrasivo.
Por ello, en las regiones húm edas, el viento es sólo im portante
cerca de las playas, pues en otros puntos el suelo está protegido
por la capa de hierba y árboles y por la acción ligante de la hum e­
dad. Pero, en los desiertos, la acción del viento es ilimitada.
En regiones semiáridas, ciertos terrenos antiguam ente ocupa­
dos por bosques han sido transform ados en tierras de cultivo. El
aflojam iento producido por el arado y la ausencia de la trabazón
que suponían la capa de hierba y las raíces de los árboles ha hecho
que el viento se lleve la capa de tierra productiva. Este fenómeno
ha sido im portante
en las grandes llanu­
ras de EE. UU., en
España y en Argelia.
Por último, en los
glaciares, la erosión
física es especialmen­
te intensa en la su­
p erficie de fricción
con el valle en la que
la presión es muy
grande. Los m ateria­
les re su lta n te s son
muy finos.
Conforme dismi­
nuye el tam año de
los granos, va am or­
tiguándose la intensi­
dad relativa de las
fuerzas de erosión fí­
sica. Los choques van
siendo menos violen­
tos y, además, las
aguas arrastran las
partículas a zonas in­
feriores del cauce de
los ríos, donde la co­
rriente es más tran­
quila. Los granos son
ya homogéneos, com­
puestos de un solo
m ineral, y su peque-
Fig. 1.6. Sistem a de diaclasas verticales en las calizas del - , - h a r p
jurásico producidas por la falta de apoyo lateral al excavar * n c i c c 4u c
el río M ijares su cauce (Castellón). l a s d i f e r e n c i a s d e
10

40. tem peratura en su volumen sean insignificantes. Se llega a un equi­
librio. En general, la Naturaleza, por medio de la erosión física,
llega a producir los limos y las arenas como máximo grado de
finura.
1.4. Erosión química
La erosión química tie-
ca tiene lugar en presen­
cia de agua, a la que a
veces se llama el disolven­
te universal. Las reaccio­
nes quím icas asociadas
con la erosión suelen ir
acom pañadas de aumento
de volumen y desprendi­
m iento de calor. Se estima
que la transform ación del
granito en suelo supone un
aum ento de volumen del
88 % ap ro x im ad am en te
(Schultz y Cleaves, 1962).
Las principales reacciones
son las siguientes:
1. Hidratación.
2. Hidrólisis.
3. Disolución.
4. Oxidación.
Fig. 1.7. Sistem a de diaclasas verticales y horizon­
tales, y derrubios en el pie. G ranito de C redos.
1.4.1. Hidratación
Es la adición de agua a un compuesto químico para form ar
otro compuesto químico. Algunos ejemplos de im portancia en nues­
tro estudio son:
a) La transform ación de la anhidrita en yeso1
S 0 4
Ca + 2H2
0 # S 04Ca • 2H2
0
A tem peraturas norm ales y en presencia de agua, la reacción
se verifica en el sentido de izquierda a derecha. El yeso resultante
tiene un volumen igual a 1,61 veces el de la anhidrita. Cuando esta
dilatación se encuentra impedida, como ocurre, por ejemplo, en las
cercanías del revestim iento de un túnel, pueden resultar grandes
presiones, aunque no superiores a 20 kp/cm 2 (Sahores, 1962).
t i

41. Si se trata de anhidrita compacta esta reacción es muy lenta
y sólo afecta a su superficie. El fenómeno se acelera notablem ente
si la anhidrita está fisurada.
La presencia de cloruro sódico en el agua aum enta la velocidad
de esta reacción (Lam bert y Raud, 1962).
b) La transform ación de óxidos en hidróxidos. Una de las más
im portantes reacciones es el paso de la hem atites, de color rojo,
a limonita, de color amarillo o pardo:
Fe2
0 3 + nH2
0 -> Fe2
0 3 • nH2
0
El aum ento de volumen que acompaña la hidratación es un
factor im portante en la desintegración de las rocas.
1.4.2. Hidrólisis
Es la descomposición química de una sustancia por medio del
agua.
La presencia de anhídrido carbónico disuelto, aún en pequeñas
cantidades, y de varios ácidos y productos orgánicos acelera nota­
blemente esta reacción, pues el grado de acidez aum enta la activi­
dad del agua. Su acción erosiva aum enta tam bién con la tem pe­
ratura.
A partir de m ateriales muy distintos, como son los variadísimos
silicatos que se encuentran en las rocas ígneas y sedim entarias, se
llega por medio de reacciones de hidrólisis a un producto final:
la arcilla. Esta tiene propiedades diversas, pero más que la roca
de que procede influyen en sus diferencias de composición y com­
portam iento las condiciones climáticas en que la erosión ha tenido
lugar.
Los silicatos que form en las rocas se componen fundam ental­
m ente de ácido silícico, óxidos de hierro y aluminio, y óxidos de
metales alcalinos y alcalinotérreos. La hidrólisis afloja las ligazo­
nes de estos elementos: los óxidos de metales alcalinos y alcalino­
térreos form an bases o sales solubles, que son, al menos en parte,
lavadas por el agua; el ácido silícico se solubiliza en form a coloidal
y tam bién es arrastrado parcialm ente. Los óxidos de hierro y alu­
minio son los elementos fijos, aunque, en determ inadas condiciones,
pueden asimismo pasar algunos de ellos a form a coloidal.
Un ejemplo de los más simples es la descomposición de la ortosa
para form ar caolinita:
2Sí3
0 8
A1K+ C02+ 6H2
0 -> 2Si02 • Al2
0 3 • 2H2
0-F4Si03
H2+ C 03
K2
ortosa caolinita
El resultado de este lavado de productos solubles o dispersos
es que la arcilla posee m enor cantidad de bases alcalinas y de sílice
que la roca originaria.
12

42. El siguiente resultado dado por Harrison (Albareda, 1940) de
un suelo de la Guayana inglesa pone de manifiesto estos resultados:
Roca ígnea básica Suelo procedente
originaria de la roca
(%) (%)
Cuarzo .......................... ........ 1,66 7,30
Si02 (combinado) . ... ........ 48,95 2,75
Al-0 ; ...................................... ........ 15,97 41,39
Pe.O. ..................................... ........ 1,92 21,37
FeO ............................... ........ 8,48 2,24
MnO .............................. ........ 0,26 0,01
TiO, ....................................... ........ 1,62 2,38
MgO ............................... ........ 8,16 0,13
CaO ............................... ........ 10,20 0,05
K.O ............................... ........ 0,49 0,11
Na.O .............................. ........ 1,89 0,14
11.0 ............................... ........ 0,36 22,23
............................... ........ 0,017 0,028
99,977 100,128
Podemos observar que el suelo resultante en este caso es extra­
ordinariam ente rico en óxidos de hierro y aluminio. Es un suelo
de color rojizo conocido con el nom bre de «laterita» (del latín
later = ladrillo). En profundidad es abigarrado y de color más
pálido, y es aquí donde la concentración de alúm ina es especial­
mente alta. A profundidades aún mayores, la roca puede estar in­
tensam ente descompuesta, con abundancia de minerales arcillosos.
Hay que tener en cuenta, sin embargo, que este suelo pertenece
a un caso verdaderam ente extremo, elegido entre los de más inten­
sa erosión en climas tropicales, asociado a una intensa pluviosidad.
Las diferencias no son tan m arcadas en los suelos de climas tem ­
plados, y ni siquiera en la m ayor parte de los climas cálidos.
En todo caso, los sesquióxidos de hierro y aluminio tienden a
perm anecer, m ientras que la sílice es lavada más fácilmente. Por
lo tanto, la razón
Si02 (moles)
Fe20 3(moles) + AI2O3 (moles)
llam ada razón de sesquióxidos, es interesante para colegir las con­
diciones en que una arcilla se ha formado.
Las arcillas rojas del pleistoceno continental del litoral catalán
y valles de los ríos que van a él, se han form ado m erced a la des­
composición por hidrólisis de fragm entos de roca durante etapas
de clima cálido y húmedo. Como resultado abundan los óxidos de
hierro, y existen en su seno brechas, principalm ente de cuarcita y
cuarzo, m ateriales éstos que no han sido lavados por el agua (v. Solé
et al., 1957; Virgili, 1960).
Un ejemplo interesante de descomposición por el agua es la
meteorización de los esquistos cuarzo-grafitosos de Venezuela, de
13

43. color negruzco y su transform ación final en suelo residual. Como
producto interm edio aparacen esquistos sericíticos con grado de
descomposición variable, de color predom inantem ente gris azulado.
El grafito es lavado por el agua. Por últim o, la sericita se trans­
form a en arcilla de color rojizo debido a la presencia de óxidos
de hierro.
1.4.3. Disolución
Aunque la disolución se considera como un fenómeno físico,
sin embargo, en el caso de la erosión suele ir acom pañada de reac­
ciones químicas, por lo cual queda justificada su inclusión en este
grupo.
La roca caliza es poco soluble en agua pura (0,065 g/1, expresado
en COjCa, a 20° C), pero cuando está presente el anhídrido carbónico
el carbonato cálcico es disuelto lentam ente en form a de bicarbona­
to cálcico [solubilidad 166 g/1, expresado en (COjHfiCa, a 20° C]:
COjCa + C 02 + H2
0 (CO,H)2Ca
Esta es la causa de la gran cantidad de grietas, cavernas y con­
ductos de todo tipo que a veces debilitan y hacen extraordinaria­
mente perm eables las formaciones calcáreas.
Otro fenómeno, de extraordinaria im portancia en España, es la
disolución del yeso. El yeso es poco soluble en agua destilada (alre­
dedor de 2 g/1, expresado en SCLCa, a 20° C). Esta proporción queda
dism inuida si se trata de aguas duras, y aum entada si son aguas
aciduladas o cloruradas (2,79 g/1 a 14° C con 5,85 g/1 de ClNa).
Pero, si existe circulación de agua a través del yeso, el agua se
renueva continuam ente, y puede dar lugar a fenómenos kársticos
análogos a los que presentan las calizas, aunque no tan espectacu­
lares debido a la m enor resistencia del yeso (fig. 1.8). De todos mo­
dos, la roca de yeso compacta es muy impermeable, y, para gra­
dientes normales, se precisa mucho tiempo para producir estos
fenómenos.
1.4.4. Oxidación
Una evidencia de este proceso está en los colores rojizos o am a­
rillentos de muchos suelos, debidos a la presencia de óxido férrico
(Fe20 3 ) en form a de hem atites o de hidróxido férrico en form a de
lim onita respectivamente. Los óxidos ferrosos liberados por las
reacciones de hidrólisis se oxidan, transform ándose en férricos.
Cuando el oxígeno va disuelto en agua suele form arse limonita.
1.5. Roca matriz. La masa rocosa. Tipos de litoclasas
Los suelos, como vemos, son seudosólidos, que, si m acroscópi­
camente pueden tratarse como sólidos verdaderos, exhiben propie­
dades muy peculiares, lo cual se debe a que en realidad son con-
14

44. Fig. 1.8. Cueva en terreno yesífero. Las Simas (Zaragoza).
juntos particulados. Contrariam ente, las rocas son aglomerados de
cristales fuertem ente unidos. Sin embargo, a la escala que interesa
al ingeniero, tienen un com portam iento que también se aparta del
que podemos esperar de un sólido. Esto se debe a que la masa
rocosa está surcada en general de varias familias de litoclasas, que
son superficiales de debilidad, que la dividen en bloques. Cada uno
de éstos está constituido por un material rocoso o roca matriz,
que puede ser mucho más resistente e indeformable que la ante­
dicha masa rocosa, llamada muchas veces, abreviadam ente, roca.
Las litoclases pueden tener diversos orígenes. En particular, en
las rocas sedim entarias existen los planos de sedimentación (figu­
ra 8.52 y 8.53), pero además pueden existir otras debidas al enfria­
miento de las rocas después de form arse, entre las que son muy
típicas las colum nares en las lavas basálticas (fig. 1.9). En las rocas
metamórficas existen casi siempre planos de pizarrosidad, que pue­
den coincoidir con los de sedimentación, cuando el metamorfismo
se ha debido al peso de los terrenos sedim entados en capas supe­
riores, pero que, otras veces, tienen direcciones distintas. Los es­
fuerzos tectónicos, por otra parte, originan casi siempre dos fam i­
lias de diaclasas conjugadas (figs. 1.3 y 1.10).
Por últim o, hay diaclasas de descompresión. Estas se presentan
m uchas veces paralelam ente a los cursos de los ríos (fig. 1.11). A
esta misma clase pertenecen los planos de exfoliación, paralelos
a la superficie topográfica, que se presentan en rocas masivas, como
el granito. Este fenómeno se ha atribuido por unos a la insolación,
a un aum ento de volumen por el comienzo de la meteorización, etc.
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45. Fig. 1.9. Juntas colum nares en basalto (Schultz y Cleaves, 1962). Cortesía de Wiley & Sons.
Sin embargo, otros autores las explican sim plem ente por la des­
compresión producida por la erosión de los estratos suprayacentes
(B latt et al., 1972). Con este tipo de fenómeno debe relacionarse
el caso extremo, ya relatado, de la existencia de un campo de ten­
siones horizontales muy fuertes (§ 1.3.4).
Fig. 1.10. Planos de corte conjugados por las tensiones tangenciales de la corteza terrestre
en la arcilla del Siwalik, Pakistán (Fookes y W ilson, 1966).
Cortesía del Consejo del Instituto de Ingenieros Civiles, Londres.
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46. Fig. 1.11. Exfoliación del granito (Schultz y Cleaves, 1962). Cortesía de Wiley & Sons.
1.6. Medidas del estado de fracturación de la roca
En las litoclasas hay que tener en cuenta: orientación (en sus
dos componentes, rum bo y buzamiento), espaciam iento, espesor,
relleno, configuración y área efectiva.
Es usual representar las orientaciones de las litoclasas de una
m asa rocosa en un estereogram a (fig. 1.12). Este es la proyección
sobre el plano horizontal de la semiesfera de la figura, con indica­
ción de los puntos de tangencia de los planos paralelos a las lito­
clasas. Si se miden las orientaciones de algunas decenas de litocla­
sas, los puntos se agrupan a veces en «familias» bien definidas.
El inconveniente de
esta representación es
que los puntos de las
litoclasas subverticales
se acum ulan en una co­
rona muy estrecha cer­
ca del borde. Por ello
se recurre a veces a
otras representaciones
geodésicas. Sin em bar­
go, éstas van perdiendo
interés, ya que ahora es
cada vez más frecuente
m anejar la información
sobre las litoclasas in­
hem isferio H
buzam iento
Fig. 1.12. Representación estereográfica de litoclasas.
Quedan definidas por la proyección, sobre el plano
horizontal, de los puntos P correspondientes.
17

47. troduciéndola directam ente en el ordenador, quien determ ina las
familias, las orientaciones modales y las probabilidades de una
desviación prefijada.
El espaciam iento suele medirse en el campo, apreciando las
litoclasas claram ente agrupadas en fam ilias y contando el núm ero
de ellas en una longitud determ inada, medida perpendicularm ente
a su plano. Según Müller (1963) las masas rocosas pueden clasifi­
carse como sigue, según la distancia media entre las litoclasas de
la familia predom inante:
D istancia m edia
D E N O M I N A C I O N en tre litoclasas
(m)
Diaclasado espaciado....................... 1-10
Diaclasado medio ............................. 0,1-1
Diaclasado cerrado .......................... 0,010,1
Roca laminada o milonitizada . .. 0,001-0,01
El espesor de las litoclasas de cada familia se mide hallando
una media entre la de cada familia, y se hace notar tam bién si
están limpias o rellenas de un m aterial diferente de la roca (p. e. ar­
cilla). Su configuración se expresa en general cualitativam ente (pla­
nas, onduladas, serradas, etc.).
Muy frecuentem ente las litoclasas no son continuas, sino que,
en un cierto porcentaje de ellas, la roca conserva su continuidad
o está soldada. El porcentaje del área total en el que la litoclasa
está abierta es su área efectiva por ciento, que no siem pre es fácil
de medir. Generalmente, hay que seguir la intersección de la lito­
clasa con la superficie y estim ar la longitud abierta. De aquí obten­
dríam os el «porcentaje lineal». El área efectiva es el cuadrado del
núm ero obtenido, dividido por ciento.
1.7. El suelo edáfico
Los fenómenos más intensos de meteorización tienen lugar en
un espesor lim itado a 1 ó 2 m a partir de la superficie. En él se
asienta la actividad biológica. La Edafología es una Ciencia que
se ocupa de esta zona del terreno, y encuentra una estrecha interre-
lación entre clima, roca m adre y actividad biológica, todo lo cual
influye a su vez sobre las características de la meteorización. El
resultado de todo ello es la formación de un «perfil del suelo»,
sucesión típica de capas que identifica con total seguridad el con­
junto de factores que han tenido parte en su formación.
Así, por ejemplo, uno de estos factores es el «tipo de lavado»,
que puede dividirse (fig. 1.13) entre árido y húmedo, según que la
precipitación sea o no m enor que la evaporación. En el prim ero
hay tendencia a una acumulación de sales en la superficie que
puede llegar a hacer imposible la vida de las plantas (suelos sali­
18

48. «
nos). En los segundos, la capa (horizonte, en el lenguaje edafoló-
gico) superior da origen a compuestos alcalinos, pero éstos son
rápidam ente lavados y conducidos a las zonas profundas. La vida
m icrobiana acidifica este horizonte, y el ataque puede ser muy
intenso, arrastrando todos los compuestos de hierro y alúmina.
Estos son menos móviles que las sales, y pueden depositarse a
profundidad relativam ente pequeña, constituyendo una capa roco­
sa, de color óxido de hierro, de poco espesor («Ortsteine» en los
países de habla germánica, que significa «Piedra form ada in situ»).
Se form a entonces un suelo muy típico de los climas frescos y muy
húmedos, en terrenos de roca ácida, que se llama podsol («suelo
TIPO ARIDO T I P O H U M E D O
+ +
4
+ +
4
H
- +
+ 4 +
+ 4
4
+ 4
DEPOSITO
LAVADO
ROCA MADRE
LAVADO
DEPOSITO
ROCA MADRE
Fig. 1.13. Lavado en climas áridos y húmedos ( Albareda y Hoyos. 1948).
de ceniza»), debido a que encima de la costra roja hay un horizonte
de arena cuarzosa (que es la única fracción de la roca que ha resis­
tido el ataque), completam ente limpia, pero de color gris ceniza,
debido a estar teñida por los productos húmicos del horizonte
superficial. Este suelo es muy abundante en Europa Central (siem­
pre sobre rocas ácidas), y se encuentra tam bién en Asturias, Ga­
licia, etc.
La figura 1.14 nos indica los tipos de suelos predom inantes en
función de la latitud, pero es claro que esto puede tenerse tan sólo
como una indicación muy general.
1.8. Los suelos residuales
Si pasam os la profundidad a la que ya desaparece prácticam ente
la actividad biológica, encontram os la roca todavía meteorizada.
Si continuam os hasta llegar a la roca m adre absolutam ente sana,
habrem os atravesado una zona más amplia que el suelo edáfico,
la cual se llama «súelo residual», lo que indica que ha sido form ado
in situ, después de que el lavado se ha llevado todos los.compuestos
que la meteorización ha transform ado. El concepto de «suelo resi­
dual» se opone al de «suelo transportado», como, por ejemplo, los
aluviones.
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49. El espesor de los suelos residuales es muy variable, dependien­
do de la intensidad de la meteorización, pero tam bién de la erosión
física. Si ésta es fuerte, los m ateriales serán arrastrados casial
mismo tiempo de su formación.
Por todo ello, los mayores espesores se encuentran en zonas
llanas y en rocas muy meteorizables, por su naturaleza o por su
estado de fisuración. Unas áreas típicas en donde los suelos resi-
T i E R R A N E G R A
PE R M AF R O S T M A T E R I A
O R G A N I C A
L A M A T E R I A
O R G A N I C A
M A T E R I A
O R G A N I C A
F O R M A C IO N DE
F E R R IC O N C R E C IO N E S
Fig. 1.14. Perfil esquemático de los suelos típicos en las diversas zonas desde el Polo (izq.) al
Ecuador (dcha). Arriba, los nom bres de los suelos y debajo los de los procesos que conducen
a su formación. Ferralitización es el nom bre de un proceso de acum ulación, en el suelo, de
hidróxidos de hierro y alum inio (según Ollier, 1969; figura tom ada de B latt et al., 1972).
duales tienen decenas de m etros es en Africa y América ecuatorial.
Los grandes cratones (áreas de la corteza terrestre que se rigidi-
zaron tem pranam ente y no han sufrido apenas m ovimiento) del
Brasil y el Congo están cubiertos de tal espesor de suelo residual
que la obtención de m aterial rocoso para las Obras Públicas es un
grave problem a, que se resuelve con el único m aterial pétreo exis­
tente, aunque de muy mala calidad, la laterita (v. §§ 1.4.2 y 1.11.3).
Aun en zonas estructuralm ente más movidas, la alteración puede
ser muy profunda, en climas calientes. Los granitos del Transvaal
están alterados hasta casi 60 m, y en Hong Kong hasta 90 m (Car-
roll, 1957). En Venezuela se encuentra esquisto cuarzo-grafitoso
descompuesto hasta 45 m.
En nuestros climas, el suelo residual más típico es el jabre
gallego o su equivalente (aunque con un tipo de meteorización más
caliente) el sauló catalán. Uno y otro son suelos residuales sobre
granito.
Los perfiles característicos de los suelos residuales han sido
descritos por Deere y Patton (1971). Distinguen tres horizontes (fi­
gura 1.15): I. Suelo residual propiam ente dicho, abarcando casi
exactamente el espesor del suelo edáfico; II. Roca meteorizada;
III. Roca fresca y relativam ente no meteorizada.
Dentro del horizonte I describe otros tres: I-A. Zona de lixivia­
ción, em pobrecida por la infiltración del agua. A menudo, arenosa.
En la parte superior, espesor rico en m ateria orgánica (llamado a
veces «Horizonte I-Ao»); Horizonte I-B. Zona de deposición, a veces
cementada (como en el caso antes descrito de form ación de «Ort-
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