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11 SSUUMMÁÁRRIIOO 
1 SUMÁRIO 1 
2 APRESENTAÇÃO 4 
3 DEFINIÇÕES PRELIMINARES 5 
3.1 DEFINIÇÕES E OBJETIVOS DA MECÂNICA DOS SOLOS 5 
3.2 DEFINIÇÃO DE SOLOS 6 
3.2.1 FASE SÓLIDA 7 
3.2.2 FASE LÍQUIDA 7 
3.2.3 FASE GASOSA 10 
3.3 EMPREGO DO CONHECIMENTO DE SOLOS NA ENGENHARIA CIVIL 11 
3.4 ORIGEM E EVOLUÇÃO DA MECÂNICA DOS SOLOS 11 
3.5 DEFINIÇÕES GERAIS 12 
4 FORMAÇÃO DOS SOLOS, FORMA DAS PARTÍCULAS E ESTRUTURA 14 
4.1 CONTEXTUALIZAÇÃO 14 
4.2 PROCESSO DE ALTERAÇÃO 15 
4.3 FATORES QUE CONTROLAM OS PROCESSOS DE ALTERAÇÃO 18 
4.3.1 ROCHA MÃE 18 
4.3.2 CLIMA 18 
4.3.3 TOPOGRAFIA 19 
4.3.4 VEGETAÇÃO 19 
4.3.5 TEMPO 19 
4.3.6 PERFIL DO SOLO 19 
4.4 CLASSIFICAÇÃO DOS SOLOS QUANTO A ORIGEM 21 
4.4.1 SOLOS RESIDUAIS 21 
4.4.2 SOLOS SEDIMENTARES 22 
4.4.3 SOLOS ORGÂNICOS 24 
4.5 ALTERAÇÃO DOS SOLOS APÓS A SUA FORMAÇÃO 24 
4.5.1 TENSÃO 25 
4.5.2 TEMPO 25 
4.5.3 ÁGUA 25 
4.5.4 AMBIENTE 26 
4.5.5 PERTURBAÇÃO 26 
4.6 FORMA DAS PARTÍCULAS 27 
4.7 ESTRUTURA DOS SOLOS 29 
4.7.1 ESTRUTURA SIMPLES 29 
4.7.2 ESTRUTURA ALVEOLAR 31 
4.7.3 ESTRUTURA FLOCULADA 31 
4.7.4 ESTRUTURAS COMPOSTAS 32 
4.7.5 ESTRUTURA EM “CASTELO DE CARTAS” 34 
4.7.6 ESTRUTURA DISPERSA 35 
4.7.7 COMPOSIÇÃO DAS PARTÍCULAS 36 
 
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5 FASES CONSTITUINTES DO SOLO 38 
5.1 CONTEXTUALIZAÇÃO 38 
5.2 RELAÇÃO DE FASES 39 
5.2.1 RELAÇÃO ENTRE PESOS 40 
5.2.2 RELAÇÃO ENTRE VOLUMES 40 
5.2.3 RELAÇÃO ENTRE PESOS E VOLUMES 42 
5.2.4 FÓRMULAS DE CORRELAÇÃO 44 
5.3 DETERMINAÇÃO EXPERIMENTAL DOS ÍNDICES FÍSICOS 44 
5.3.1 DETERMINAÇÃO DO PESO E VOLUME DE UMA AMOSTRA 44 
5.3.2 DETERMINAÇÃO DO TEOR DE UMIDADE (W) 45 
5.3.3 DETERMINAÇÃO DO PESO ESPECÍFICO REAL DOS GRÃOS (γS) 47 
5.3.4 RETIRADA DE AMOSTRAS 48 
6 GRANULOMETRIA DOS SOLOS 55 
6.1 INTRODUÇÃO 55 
6.2 CLASSIFICAÇÃO DOS SOLOS BASEADOS EM CRITÉRIOS GRANULOMÉTRICOS 56 
6.3 PROPRIEDADES QUE AUXILIAM NA IDENTIFICAÇÃO DOS SOLOS 58 
6.3.1 TEXTURA 58 
6.3.2 COMPACIDADE 61 
6.3.3 FORMA DOS GRÃOS 62 
6.4 USO DA GRANULOMETRIA 63 
7 PLASTICIDADE E CONSISTÊNCIA DOS SOLOS 65 
7.1 INTRODUÇÃO E CONTEXTUALIZAÇÃO 65 
7.2 COMPOSIÇÃO MINERALÓGICA DAS ARGILAS 65 
7.2.1 ARGILO-MINERAIS 66 
7.2.2 ESTRUTURA DOS ARGILO-MINERAIS 66 
7.3 RESISTÊNCIA AO CISALHAMENTO 69 
7.4 COESÃO 71 
7.5 TIXOTROPIA 72 
7.6 CONSISTÊNCIA DOS SOLOS 73 
7.6.1 ESTADOS DE CONSISTÊNCIA 73 
7.7 DETERMINAÇÃO EXPERIMENTAL DOS LIMITES DE CONSISTÊNCIA 75 
7.7.1 LIMITE DE LIQUIDEZ (LL) 75 
7.7.2 LIMITE DE PLASTICIDADE 77 
7.8 LIMITE DE CONTRAÇÃO (LC) 78 
7.9 ÍNDICE DE PLASTICIDADE (IP) 78 
7.10 ÍNDICE DE CONSISTÊNCIA (IC) 79 
7.11 ÍNDICE DE LIQUIDEZ (IL) 80 
7.12 ATIVIDADE COLOIDAL (AC) 80 
7.13 GRAU DE CONTRAÇÃO (C) 80 
7.14 GRÁFICO DE PLASTICIDADE 81 
8 CLASSIFICAÇÃO DOS SOLOS 82 
8.1 CONTEXTUALIZAÇÃO 82 
8.2 SISTEMA UNIFICADO DE CLASSIFICAÇÃO DOS SOLOS 82 
8.2.1 SOLOS GROSSOS 83 
 
3
8.2.2 SOLOS FINOS 85 
8.3 SISTEMA H.R.B. 89 
9 BIBLIOGRAFIA 92 
 
 
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22 AAPPRREESSEENNTTAAÇÇÃÃOO 
O presente volume intitulado “Notas de Aula de Solos I”, tem por objetivo reunir os 
tópicos de maior relevância na área de mecânica dos solos, essenciais a formação do 
Técnico Nível Médio em Estradas. 
As informações à seguir relacionas constituem um apanhado geral das notas de aula 
que me acompanham desde o período que cursei a Faculdade de Engenharia, bem como 
um garimpo das informações atualmente disponibilizadas na internet. 
A organização e estrutura atuais, são dinâmicas e sistematicamente são atualizadas 
no processo de troca que constitui o elo Ensino x Aprendizagem. 
No desenvolvimento deste documento estão organizadas informações acerca dos 
seguintes assuntos: 
Î Definições preliminares; 
Î Formação dos solos, forma das partículas e estrutura; 
Î Fases constituintes dos solos; 
Î Granulometria dos solos; 
Î Plasticidade e consistência dos solos; 
Î Classificação de solos. 
 
 
Professor Célio Antônio DAvilla 
Agosto de 2008 
 
 
“Nada deveria ser capaz de causar dano a qualquer pessoa, a não ser 
ela mesma. Deveria ser impossível roubar uma pessoa. Afinal, o que ela 
realmente possui é o que traz dentro de si; o que está fora não deveria ter 
importância alguma” 
 Oscar Wilde 
 
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33 DDEEFFIINNIIÇÇÕÕEESS PPRREELLIIMMIINNAARREESS 
33..11 DDEEFFIINNIIÇÇÕÕEESS EE OOBBJJEETTIIVVOOSS DDAA MMEECCÂÂNNIICCAA DDOOSS SSOOLLOOSS 
A mecânica dos solos estuda as características físicas dos solos e as suas 
propriedades mecânicas (equilíbrio e deformação) quando submetido a acréscimos ou 
alívio de tensões. 
O objetivo principal da mecânica dos solos é substituir por métodos científicos os 
métodos empíricos aplicados no passado. Neste contexto, destaca-se que o grande 
problema a resolver esta ligado a própria natureza do solo. 
Problemas comuns que necessitam o conhecimento de Mecânica dos Solos: 
Î Recalque em fundações; 
Î Ruptura de taludes; 
Î Escolha de material para aterro ou barragem de terra; 
Î Percolação de água e rebaixamento do nível freático; 
 
 
 
 
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33..22 DDEEFFIINNIIÇÇÃÃOO DDEE SSOOLLOOSS 
De forma sistêmica solo é a camada mais superficial da crosta e é composto por sais 
minerais dissolvidos na água intersticial e seres vivos e rochas em decomposição. 
Apesar da grande heterogeneidade usualmente os solos agrupam-se em: 
Î O primeiro grupo é rico em húmus e detritos de origem orgânica. Esse 
grupo constitui a camada fértil, propicia ao plantio; 
Î O segundo grupo constitui-se de sais minerais, composto por: 
ƒ Calcário que corresponde de 7% a 10% do grupo. 
ƒ Argilas e siltes que correspondem de 20% a 30% do grupo. 
ƒ Areia que corresponde de 60% a 70% do grupo. 
Î O terceiro grupo é o das rochas parcialmente decompostas. 
Î E o quarto grupo é o das rochas que estão começando a se decompor. 
Denominadas de rocha mãe. 
 
Sob o ponto de vista da engenharia, Solo é a denominação que se dá a todo 
material de construção ou mineração da crosta terrestre escavável por meio de pá, 
picareta, escavadeira, etc., sem necessidade de explosivos. 
Conforme destacado anteriormente, os problemas estão ligados a natureza do solo 
que de uma forma mais sucinta pode ser definido como: Material natural, não 
concrecionado, resultante do intemperismo físico e químico das rochas e constituído por 03 
(três) fases, ou seja; sólida, líquida e gasosa. 
 
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33..22..11 FFAASSEE SSÓÓLLIIDDAA 
Consiste dos grãos propriamente ditos, ou seja, as partículas sólidas que diferem-se 
em relação ao tipo de solo analisado. Podem variar em formato, natureza ou composição 
mineralógica. As diferenciações decorrem da sua origem de formação, onde os agentes e 
a rocha mãe, irão caracterizar futuramente os grãos. 
O conhecimento pleno da fase sólida, bem como as relações entre as diversas fases 
constituintes é materializado mediante ensaios geotécnicos. Antecedendo à efetivação do 
ensaio é necessário preparar previamente as amostras. As rotinas a serem observadas nesta 
etapa constam do fluxograma apresentado à seguir: 
Repartidor de 
amostras
Pesagem
1500g solos finos e 2000g 
de solos grossos
Amostra
Secagem da 
amostra ao ar
Almofariz
# 2,00mm # 0,42mm
> 2,00mm < 2,00mm < 0,42mm> 0,42mm
Granulometria 
Ø>2,00mm
Granulometria 
Ø<2,00mm (120g)
Densidade real 
(10g)
Umidade 
higroscópica(10g)
Fração desprezada LL (70g)
LP (50g)
Fatores de 
contração (50g)
 
 
33..22..22 FFAASSEE LLÍÍQQUUIIDDAA 
A água contida em uma porção de solo, por incrível que pareça, tem várias 
denominações. Esta diferenciação decorre de como a água é encontrada ou influencia no 
comportamento de uma massa em análise. A fase líquida pode estar expressa das 
seguintes formas: 
Î Água livre ou Gravimétrica; 
Î Água Capilar; 
 
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Î Água Higroscópica; 
Î ÁguaAdesiva; 
Î Água de Constituição. 
 
3.2.2.1 Água Livre ou Gravimétrica 
Trata-se da água, que preenchidos todos os vazios de um maciço de solo, tem seu 
comportamento regido pelas leis da hidráulica .É a água que circula livremente pelo solo, 
po-dendo entrar ou sair .através dos poros. De forma genérica podemos assegurar que a 
água livre é: 
Î A água que retiramos do solo nos poços, ou seja, é a água do lençol 
freático; 
Î A água que circula sendo absorvida pela infiltração ou emergindo 
através das nascentes; 
Î Denominação da água do lençol artesiano quando a água está sob 
pressão. 
3.2.2.2 Água Capilar 
Para se compreender como a água capilar é observada na massa de solo, torna-se 
necessário observar o que acontece próximo ao NA em um poço que foi escavado. Pelas 
paredes do poço, verifica-se que a água sobe acima do NA por efeito de capilaridade, 
formando franjas de saturação capilar. A região totalmente saturada do solo, denomina-se 
franja de saturação capilar total; no restante, a franja de saturação parcial. Nesta região, a 
 
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água que ocupa os poros ou interstícios do solo está sob pressão negativa, ou seja, inferior à 
atmosférica. 
As franjas capilares têm uma importância primordial para os agrônomos, pois daí as 
plantas retiram água e outras substâncias que necessitam. Para os engenheiros 
geotécnicos, o maior interesse está no que acontece abaixo do NA, onde as pressões 
intersticiais da água, ou poropressões ( u0 ), são positivas e calculadas pela expressão: 
uo = Zw x γW 
Î gw peso específico da água, tomado igual a 1,00 g/cm³ 
Î Zw profundidade em relação ao NA (cm) 
Os fenômenos capilares podem ser facilmente observados, quando colocamos face 
a face duas placas de vidro e tentamos afastá-las. Neste caso, observaremos uma força 
resistente denominada coesão. De forma análoga podemos afirmar que a água capilar 
que apresenta pressões intersticiais negativas tendem à aproximar os grãos aumentando a 
resistência dos solos. 
 
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3.2.2.3 Água Higroscópica 
Trata-se daquela que é encontrada em um solo seco ao ar livre. 
Assim sendo é função do grau de saturação momentânea da atmosfera (umidade 
relativa do ar ) e da natureza Podemos evaporá-la totalmente em estufa, pelo efeito do 
calor, a temperatura superior a 100 C. 
Um mesmo solo poderá ter diferentes umidades higroscópicas ao longo das estações 
do ano. 
3.2.2.4 Água Adesiva 
Trata-se de um "filme" ou "película" de água que está fortemente ligada à partícula 
sólida, envolvendo-a completamente. 
Esta água só pode ser libertada em estufa, quando em temperaturas elevadíssimas, 
isto é, normalmente acima de 5000 C. 
A formação desta película é resultado da polarização das moléculas de água. 
Caracteriza-se por apresentar propriedades diferentes da água comum, pois manifesta-se 
no estado semi-sólido, devido a grande pressão eletrostática de adsorsão, cujo valor 
estimado é em torno de 20.000 Kg/cm², possuindo espessura média aproximada de 0,005 
mm 
3.2.2.5 Água de Constituição 
A água de constituição pode ser apreciada a partir da análise da composição 
molecular do solo. Ela faz parte da estrutura dos grãos. A sua remoção implica no 
surgimento de material com características diferentes, alterados mineralogicamente. 
33..22..33 FFAASSEE GGAASSOOSSAA 
Consiste simplesmente de bolsões de ar ou vapor d'água, dispersos em uma massa 
de solo. 
 
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33..33 EEMMPPRREEGGOO DDOO CCOONNHHEECCIIMMEENNTTOO DDEE SSOOLLOOSS NNAA EENNGGEENNHHAARRIIAA CCIIVVIILL 
 
O solo, sob o ponto de vista da engenharia geotécnica, poderá ser utilizado tanto 
em suas condições naturais quanto como material de construção. Em sua condição 
natural, será usado como elemento de suporte de uma estrutura ou como a própria 
estrutura, nem sempre sendo possível melhorar suas propriedades de uma forma 
econômica. 
Como material de construção poderá ser usado, principalmente, na construção de 
aterros para finalidades as mais diversas, como sub-bases e bases de pavimentos sendo 
nestes casos, possível dar ao solo as características necessárias e desejadas em cada 
projeto (Nogueira, 1988). Na tabela a seguir estão indicados, resumidamente, alguns 
aspectos de utilização do solo em sua condição natural e como material de construção. 
 
33..44 OORRIIGGEEMM EE EEVVOOLLUUÇÇÃÃOO DDAA MMEECCÂÂNNIICCAA DDOOSS SSOOLLOOSS 
Os primeiros trabalhos sobre o comportamento dos solos datam do século XVII. 
COULOMB, 1773, RANKINE, 1856 e DARCY 1856 publicaram importantes trabalho sobre o 
comportamento dos solos. O acúmulo de insucessos em obras de Engenharia observados 
no início do século XX como: 
Î O escorregamento de solo durante a construção do canal do Panamá, 
 
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1913; 
Î Rompimento de grandes Barragens de Terra e Recalque em Grandes 
edifícios, 1913; 
Î Escorregamento de Muro de Cais na Suécia, 1914. O Levou em 1922 a 
publicação pelos suecos de uma nova teoria para o cálculo e 
Estabilidade de taludes; 
Î Deslocamento do Muro de cais e escorregamento de solo na 
construção do canal de Kiev na Alemanha,1915. 
Em 1925 o professor Karl Terzaghi publicou seu primeiro livro de Mecânica dos solos, 
baseado em estudos realizados em vários países, depois do início dos grandes acidentes. 
A mecânica dos solos nasceu em 1925 e foi batizada em 1936 durante a realização 
do primeiro Congresso Internacional de Mecânica dos Solos. 
Em meados de 1938 foi instalado o primeiro Laboratório de Mecânica dos solos em 
São Paulo. Em novembro de 1938 foi instalado o Laboratório de Solos e Concreto da 
Inspetoria Nacional de Obras Contra a Seca em Curemas Paraíba. 
33..55 DDEEFFIINNIIÇÇÕÕEESS GGEERRAAIISS 
A litosfera (do grego "lithos" = pedra) é a camada sólida mais externa do planeta 
Terra, constituída por rochas e solo. É também denominada como crosta terrestre. 
É um dos três principais grandes ambientes físicos da Terra, ao lado da hidrosfera e 
da atmosfera, que, na sua relação enquanto suportes de vida, constituem a biosfera. 
A crosta terrestre é constituída principalmente por basalto e granito e fisicamente é 
menos rígida e mais fria do que o manto e o núcleo da Terra. 
Composta de minerais a litosfera cobre toda a superfície da terra, desde o topo do 
Monte Everest até as profundezas das Fossas Marianas. 
A crosta terrestre é subdividida em crosta oceânica, de constituição máfica (com o 
nome de SiMa - minerais de sílica e magnésio) e crosta continental de constituição félsica 
(com o nome de SiAl - minerais de sílica e alumínio). 
O Manto é a camada da estrutura da Terra que fica abaixo da crosta prolongando-
se em profundidade até ao limite exterior do núcleo, estende-se desde cerca de 30 km de 
profundidade (podendo ser menor nas zonas oceânicas) até 2 900km. 
A diferenciação do manto iniciou-se há cerca de 3.800 milhões de anos, quando a 
segregação gravimétrica dos componentes do proto-planeta Terra produziram a atual 
estratificação. A pressão na parte inferior do manto atinge mais de 140GPa (1.400.000 
atmosferas). 
A astenosfera é uma zona do manto externo, menos rígida, com comportamento 
plástico devido, talvez, à fusão parcial de uma porção mínima de material do manto é 
 
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sobre essa camada que se assentam as placas tectônicas. 
A existência da astenosfera foi evidenciada através do estudo do comportamento 
das ondas sísmicas. Na astenosfera, a velocidade de propagação das ondas sísmicas 
diminui. Como há um abaixamento da velocidade de propagação das ondas, admite-se 
que o material deve ser menos rígido, menos elástico e mais plástico que nas regiões acima 
e abaixo dela. 
Uma hipótese a considerar é que nesta zona a temperatura seja suficientemente 
elevada para provocar a fusão parcial de alguns constituintes dos peridotitos, rochas 
existentesna astenosfera. A quantidade de material fundido deve ser muito pequena, uma 
vez que as ondas S propagam-se através desta zona do manto (as ondas S são ondas 
sísmicas que se propagam apenas em meios sólidos). 
 
 
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44 FFOORRMMAAÇÇÃÃOO DDOOSS SSOOLLOOSS,, FFOORRMMAA DDAASS PPAARRTTÍÍCCUULLAASS EE EESSTTRRUUTTUURRAA 
44..11 CCOONNTTEEXXTTUUAALLIIZZAAÇÇÃÃOO 
A Mecânica dos Solos lida com várias propriedades e características dos solos 
avaliadas por meio de exames e ensaios laboratoriais executados sobre amostras de solos. 
Nos problemas ideais, as grandes massas de solo são consideradas homogêneas de 
forma que as propriedades físicas em qualquer ponto dessa massa sejam idênticas àquelas 
determinadas em laboratório com algumas amostras representativas do terreno. 
Mas como infelizmente os solos resultam de processos naturais complexos esse 
processo não pode ser considerado verdadeiro, pois a situação raramente corresponde à 
realidade, porque a maioria dos solos naturais é heterogênea. 
Assim, para avaliar conscientemente as propriedades de uma extensa massa de solo 
a partir de ensaios laboratoriais executados com um número limitado de amostras é 
fundamental compreender os processos responsáveis pela formação dos solos e como 
estes influenciam nas respectivas propriedades. 
É uma crença comum que o solo é um agregado de partículas orgânicas e 
inorgânicas sujeita a uma desorganização total. Na realidade se trata de um conjunto 
apresentando propriedades que variam segundo uma organização definida. 
Geralmente as propriedades na direção vertical variam muito mais rapidamente que 
na horizontal. 
Conforme já comentado anteriormente, o solo é uma complexa mistura de matéria 
inorgânica que pode ou não conter resíduos orgânicos decompostos e outras substâncias 
que cobrem a crosta terrestre. É formado por processos climáticos, representados pela 
desintegração e decomposição das rochas e minerais na/ou próxima à superfície em 
partículas cada vez menores sob a ação de agentes naturais físicos (ou mecânicos) e 
químicos. Os dois últimos tipos de fatores sempre agem simultaneamente. 
As rochas sofrem alterações devidas a ações climáticas como oscilações de 
temperatura, do vento e da água, ações químicas (oxidação, hidratação, hidrólise, 
carbonatação, plantas e animais) que são provocadas pela água ou microorganismos, 
especialmente quando contém ácidos carbônicos, agindo ao longo do tempo. Todas as 
rochas que se encontram na litosfera (parte sólida da Terra) estão sujeitas a estas ações. 
As alterações isoladas ou simultâneas modificam e fragmentam as rochas existentes, 
transportam e reúnem estes fragmentos para originar novos sedimentos. Os processos que 
atuam na superfície da crosta terrestre são da maior importância porque não só permitem 
interpretar e compreender a formação de um determinado tipo de rochas (rochas 
sedimentares), mas são também responsáveis pelas imposições naturais das formas da 
superfície terrestre. 
Utilizando o princípio da uniformização, um dos conceitos fundamentais em 
Geologia, ou seja, rochas semelhantes se formaram no passado por processos semelhantes 
aos atuais, pode-se interpretar a história da evolução da amostra da rocha sedimentar em 
 
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estudo e reproduzir a evolução das formas terrestres. 
Embora as rochas sedimentares representem uma pequena porcentagem em 
relação ao volume, cerca de 5%, o seu estudo reverte-se da maior importância para a 
Engenharia Civil, pelo fato de cobrirem cerca de 70% da Crosta Terrestre. 
A superfície da litosfera adquire a sua topografia em função de dois processos: a 
erosão e a deposição. Os agentes da erosão são as chuvas, rios, oceanos, ondas e gelos 
que atuando sob a ação da gravidade removem os fragmentos das superfícies das rochas 
que os originaram expondo-as continuamente ao ataque. Quando estes agentes cessam 
de atuar ou diminuem de intensidade dão origem a um processo de deposição 
denominado sedimentação. 
Cada agente de transporte produz diferentes efeitos erosivos e de deposição de 
sedimentos. As propriedades destes sedimentos transportados refletem bem os agentes de 
transporte e de deposição. 
Os processos de formação dos solos são, pois complexos na medida em que os 
fatores de erosão e transporte se combinam nas mais diferentes normas, mas aqui serão 
apenas encarados do ponto de vista dos seus efeitos sobre as propriedades de interesse à 
Engenharia dos Solos. 
A forma das partículas minerais é também uma das características muito importantes 
que regem o comportamento mecânico do solo. Nas seções onde que serão apresentadas 
este tema discutem-se de uma maneira simples e objetiva as diferentes formas das 
partículas dos solos, e também das suas estruturas acompanhadas de seus respectivos 
mecanismos. 
44..22 PPRROOCCEESSSSOO DDEE AALLTTEERRAAÇÇÃÃOO 
A alteração ou fragmentação das rochas pode ocorrer através de processos físicos 
ou químicos. 
Nos processos físicos não há em geral alteração da composição química ou 
mineralógica. O processo envolve apenas a fragmentação da rocha em frações menores. 
No outro processo, a alteração química, ou seja, decomposição da rocha ocorre por meio 
de reações químicas com possíveis alterações dos minerais da rocha. 
A alteração mecânica ou física se refere a intemperização das rochas por agentes 
físicos, tais como variação cíclica da temperatura, ação do congelamento da água que se 
infiltram nas juntas e fraturas das rochas, ação dos organismos, plantas, etc. Através desses 
processos chegam a formar areias ou, em alguns siltes, podendo até mesmo a formar 
argilas em situações muito especiais. 
A fragmentação da rocha é produzida pelas tensões que se desenvolvem por meio 
das variações de temperatura, formação de gelo, crescimento de cristais, e crescimento de 
raízes. 
A primeira delas resulta das variações diárias de temperatura na superfície provocam 
o ciclo de expansão e contração do maciço rochoso levando-o ao fraturamento. Se a 
água penetrar nessas fendas e for levada a uma temperatura de congelamento, a 
 
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expansão conseqüente da sua massa aumenta a extensão das fendas e pode produzir 
uma escamação. A continuação desses processos vai levando os fragmentos a dimensões 
cada vez menores. 
As plantas ou animais dão também origem a alteração mecânica: as raízes 
crescendo através das fendas e aumentando-as; os animais incluindo o homem fazendo 
escavações. A cristalização de sais dá, pela sua expansão, origem ao alargamento e 
propagação de fendas. 
Nos climas secos, o impacto de grãos de areia transportados pelo vento provoca 
uma erosão muito rápida da superfície das rochas. 
Por outro lado, os produtos de alteração química resultam de ataque dos minerais 
das rochas pela água do solo. O anidrido carbônico do ar e materiais orgânicos do solo 
superficial são as fontes comuns para a formação de ácidos que se dissolvem na água e 
atacam as rochas. 
Resumindo, os processos de alteração das rochas, representam a resposta a uma 
mudança de ambiente que ocorre na interface atmosfera-litosfera. Com efeito, os minerais 
e textura de muitas rochas podem se originar sob temperaturas muito elevadas e ou a 
grandes profundidades, não se encontrando, portanto em equilíbrio sob as condições de 
ambiente que prevalecem na superfície. Os processos de alteração tendem então a 
restabelecer o equilíbrio sob o novo ambiente físico-químico e assim podem até formar 
novos minerais com diferentes formas de agrupamento. 
Na maioria das condições climáticas atuais os processos de alteração física e 
química se completam. A desagregação é maior na superfície do material exposto ao ar 
ambiente e assim permitindo a aceleração do processo de alteração química. As reações 
químicas produzem freqüentemente novos minerais cujo desenvolvimento ajuda a 
fragmentarainda mais as rochas podendo chegar a dimensões que os processos 
mecânicos não conseguiriam alcançar. 
Mas há climas em que um processo é dominante e as características dos produtos de 
alteração são conseqüentemente dependentes das condições climáticas. Como a matéria 
prima dos sedimentos deriva quase sempre de rochas ígneas é fundamental compreender 
como estas rochas estão sujeitas aos processos de alteração. 
Os minerais constituintes das rochas ígneas pertencem a três grupos: quartzo, 
feldspatos e minerais ferromagnesianos (micas, anfibólios, piroxenas e olivinas), que reagem 
diferentemente aos processos de alteração. 
O quartzo, apresentando uma estrutura compacta e composição estável, suporta 
bem as alterações químicas e quando se fragmenta mecanicamente se torna a principal 
constituinte das areias. 
Os feldspatos, silicato de alumina, álcalis e cálcio, são quimicamente mais complexos 
e desagregam com relativa facilidade. As bases fortes, soda, potássio e cal convertem-se 
em carbonatos e dissolvem-se, enquanto que a alumina e a sílica se combinam com a 
água para formarem os silicatos hidratados de alumina. Estes novos minerais sãos estáveis 
sob as novas condições de alteração e constituem os minerais das argilas. 
Os minerais ferromagnesianos são os menos resistentes à alteração química. 
 
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Converte-se em minerais de argila, sílica coloidal e carbonatos de magnésio, cálcio de 
ferro. O carbonato de ferro oxidado dá origem à hematita vermelha que hidratada forma a 
limonita. 
Em resumo: da alteração das rochas ígneas resulta na permanência do quartzo 
resistente, a formação de sílica coloidal, mineral argila e hidróxidos de ferro em associação 
com carbonatos de álcalis e terras alcalinas que são dissolvidas. 
Geralmente as alterações das rochas não ocorrem de forma regular de cima para 
baixo. A existência de fraturas e juntas permitem a penetração dos agentes de alteração 
pelas descontinuidades atingindo-se assim maiores profundidades. A partir das 
descontinuidades processa-se o ataque químico que é mais intenso nas arestas produzindo 
blocos arredondados, cujo processo se denomina alteração esferoidal. 
A decomposição química significa ação de agentes que atacam as rochas 
modificando sua composição mineralógica ou química. O principal agente é a água, e os 
mecanismos de ataque mais importantes são a oxidação, a hidratação e a carbonatação. 
Os efeitos químicos da vegetação têm também um papel de destaque. Estes mecanismos 
geralmente produzem argilas como produto final da decomposição. Todos os efeitos 
anteriores se acentuam com a mudança de temperatura, donde se torna freqüente 
encontrar formações argilosas em zona úmidas e quentes, enquanto que são formações 
arenosas e siltosas são típicas em zonas mais frias. 
Nos desertos quentes, a falta de água faz com que o fenômeno de decomposição 
não se desenvolva, e neste caso predominam a formação de areias; ali os efeitos de 
alternância entre tração e compressão sobre as rochas, produzidos pela elevação e queda 
periódica e contínua de temperatura são os mecanismos de ataque determinantes. 
PROCESSO EXEMPLO TIPO E IMPORTÂNCIA DOS EFEITOS
Decomposição Efeitos secundários
Dilatação térmica • Redução das dimensões dos fragmentos e
Ação do gelo aumento da área das superfícies de ataque
Expansão coloidal • Permitem-se a composição química
Oxidação
Carbonatação • Alteração quase completa das propriedades
Hidrólise físicas e químicas com aumento sensível de
Hidratação volume
Dissolução
Reconstituição química
Ação de cunha das raízes
Ação dos ácidos orgânicos • Efeitos secundários
Ação de animais • Combinação de efeitos físicos e químicos
FÍSICO
QUÍMICO
BIOLÓGICO
 
As alterações químicas referidas incluem os seguintes processos: oxidação, 
carbonatação, hidrólise, hidratação, e ação de vegetais e microorganismos. 
Î OXIDAÇÃO: Mudança que sofre um mineral em decorrência da 
penetração de oxigênio na rocha. 
Î CARBONATAÇÃO: O carbonato de cálcio em contato com a água 
carregada de ácido carbônico se transforma em bicarbonato de 
 
18
cálcio. 
Î HIDRÓLISE: Resulta na destruição dos silicatos. 
Î HIDRATAÇÃO: Penetração da água nos minerais, através de fissuras. A 
hidratação ocasiona nos Granitos e Gnaisses a transformação de 
feldspato em argila. 
44..33 FFAATTOORREESS QQUUEE CCOONNTTRROOLLAAMM OOSS PPRROOCCEESSSSOOSS DDEE AALLTTEERRAAÇÇÃÃOO 
Os fatores que controlam os processos de alteração das rochas estão continuamente 
relacionados e a sua importância relativa depende de certas condições específicas. A 
classificação pedológica (Pedologia é definida, no Soil Survey Manual do U.S. of 
Department of Agriculture, como a ciência que se ocupa dos solos, incluindo a sua 
natureza, propriedades, formação, comportamento e reação, do seu uso e 
aproveitamento) se baseia na premissa de que a estrutura, forma, e as propriedades dos 
solos são controladas por cinco fatores agindo simultaneamente: material parente (rocha 
mãe); clima; topografia; vegetação e idade. 
44..33..11 RROOCCHHAA MMÃÃEE 
A composição e textura da rocha mãe é importante nos estados iniciais do processo 
de alteração. A duração de influência da rocha mãe é muito curta nas zonas onde 
prevalecem condições extremamente úmidas e altas temperaturas. Em regiões áridas a 
influência da composição da rocha mãe dura indefinidamente. Sob condições diferentes 
de clima, topografia e tempo podem-se formar solos cauliníticos e montemoriloníticos a 
partir da mesma rocha mãe. Por outro lado, rochas com composições e textura muito 
diferentes podem dar origem ao mesmo tipo de solo com uma composição característica 
dos minerais argilas. 
Os álcalis e o cátion alcalino e a sua percentagem na rocha mãe é um fator 
importante para os produtos de alteração que se formam. Assim rochas sem álcalis só 
podem originar caulinitas ou produtos lateríticos. As rochas ígneas e xistos pelas suas 
porcentagens de álcalis, cátions alcalinos e alumina, sílica, etc, dão origem a grande 
variedade de produtos de alteração. 
44..33..22 CCLLIIMMAA 
O clima através dos seus principais fatores climáticos, temperatura e chuva, têm 
grande importância no desenvolvimento da alteração das rochas. 
Climas quentes úmidos promovem rapidamente a alteração dos minerais da rocha 
mãe. Num clima continuamente úmido, a percolação da água remove os produtos 
decompostos permitindo a evolução da decomposição, enquanto numa região seca estes 
produtos podem permanecer in situ. 
O clima afeta a vegetação e os produtos produzidos pela decomposição da 
matéria orgânica. Os ácidos orgânicos ativos reagem com os elementos da rocha mãe nos 
climas temperados úmidos, enquanto que a matéria orgânica é rapidamente destruída por 
oxidação em climas quentes úmidos. 
 
19
Resumindo: a ação do clima traduz-se por alterações químicas que ocorrem mais 
facilmente em climas quentes úmidos, pois são atenuadas por baixas temperaturas e 
praticamente interrompidas com a falta de água; e por alterações mecânicas favorecidas 
em regiões de variações rápidas de temperatura ou com ação do gelo e predominam, 
portanto nas regiões subpolares, em desertos e em áreas montanhosas. 
Assim, as regiões atuais de alteração podem diferenciar-se do seguinte modo: 
Î Subpolar: alteração mecânica, principalmente devido à ação da 
fragmentação produzida pelo gelo; 
Î Temperada: alterações físicas e químicas atuando conjuntamente; 
Î Desértica: alteração mecânica, principalmente devida variação de 
temperatura; 
Î Tropical: alterações químicas profunda, favorecidas por chuvas intensas 
e temperaturas altas. 
44..33..33 TTOOPPOOGGRRAAFFIIAA 
A percolação e infiltração da água através de material alterado são controladas 
pela topografia. A topografia influencia no grau de erosão na superfície. Áreas planas 
baixasestão normalmente completamente saturadas em água em regiões muito chuvosas, 
o que retarda a alteração. 
44..33..44 VVEEGGEETTAAÇÇÃÃOO 
A quantidade e qualidade dos produtos resultantes da decomposição da 
vegetação são fatores significativos. Onde a vegetação é escassa ou rapidamente 
oxidável, poucos ácidos orgânicos se formam para atacar as rochas, e pelo contrário em 
condições frescas e úmidas com vegetação de folhas pequenas, os produtos de 
decomposição orgânica atacam os silicatos minerais. 
44..33..55 TTEEMMPPOO 
O fator tempo é muito importante quando a alteração é moderada e a composição 
da rocha mãe permite a formação de produto de alteração. Com uma ação prolongada 
a lixiviação (ação da água passando através do material de alteração) e outros processos 
de alteração acabam por tornar sensíveis os seus lentos efeitos. 
44..33..66 PPEERRFFIILL DDOO SSOOLLOO 
Uma seção vertical das camadas de um solo desde a superfície até a rocha mãe 
constitui um perfil do solo, que se divide em horizontes. 
O horizonte A situa-se na superfície e nele os minerais e colóides vão sendo removidos 
por lixiviação. Tem espessura média de duas a três dezenas de centímetros. 
O horizonte B forma uma bolsa de acumulação para os materiais lavados do 
horizonte A. A espessura média é da ordem de grandeza do horizonte A, mas pode atingir 
metros. 
 
20
O horizonte C é muito menos alterado e é a partir dele que se formam os horizontes A 
e B. 
O horizonte D constitui a base. 
 
O perfil de um solo descrito acima é utilizado pelos geólogos e foi aqui muito 
enfatizado porque em muitas regiões dispõe-se de mapas ou cartas de solos para fins 
agrícolas com as respectivas classificações pedológicas que podem constituir um 
instrumento muito útil de estudo. Mas para evitar confusões de nomenclatura e de critérios 
de classificação adotados em engenharias de solos, mostra-se no esquema seguinte a 
relação entre solo pedológico e o solo do ponto de vista da engenharia de solos. 
Da associação dos fatores que controlam os processos de alteração resultam dois 
tipos de solos nos climas temperados e um no clima tropical. 
Î Denomina-se de podzolização o processo que se desenvolve em climas 
temperados úmidos com cobertura de floresta dando origem a solos 
com concentração de Al e Fe no horizonte B e lixiviação de Ca, Na e 
Mg (caulinita é a principal forma) 
Î Denomina-se de calcificação o processo que se desenvolve em climas 
temperados secos com cobertura de prado dando origem a solos com 
concentração de Ca e Mg no horizonte B usualmente sob a forma de 
carbonatos (montmorilonita é a principal forma). 
Î Denomina-se laterização o processo que se desenvolve em climas 
tropicais e subtropicais dando origem a solos lateríticos que se formam 
com concentração de Fe e Al no horizonte B; sendo a sílica lixiviada, se 
a argila é instável, concentrando-se a alumina para se formar uma 
argila contendo alumina. Em solos lateríticos a alteração é rápida e o 
caulim é o seu produto final. 
 
21
Por vezes á confusão de terminologia chamando-se erroneamente aos solos 
lateríticos apenas lateritas. Apresentando-se em seguida as definições que constam do 
vocabulário de estradas e aeroportos: 
Î Solo laterítico: solo cuja fração argilosa tem uma relação molecular 
SiO2/R2O3<2 e apresenta baixa expansibilidade 
Î Terreno laterítico: Terreno com quantidade significativa de lateritas e 
(ou) de solo laterítico. Considera-se quantidade significativa àquela que 
confere ao terreno um comportamento laterítico. 
Î Laterita: Material de estrutura alveolar, muitas vezes matizado, com 
cores variando do amarelo ao vermelho mais ou menos escuro e 
mesmo negro, constituindo cascões contínuos de espessura e dureza 
variáveis tendo muitas vezes o aspecto de uma escória, ou ainda 
concreções podzolíticas isoladas de maior ou menor resistência. 
44..44 CCLLAASSSSIIFFIICCAAÇÇÃÃOO DDOOSS SSOOLLOOSS QQUUAANNTTOO AA OORRIIGGEEMM 
Os solos classificam-se quanto a origem em solos residuais e sedimentares. 
44..44..11 SSOOLLOOSS RREESSIIDDUUAAIISS 
Solos residuais são os solos que permanecem no local de decomposição rocha que 
lhes deu origem. Para a sua ocorrência é necessário que a velocidade de remoção do solo 
seja menor que a velocidade de decomposição da rocha. 
A rocha que mantém as características originais, ou seja, a rocha sã é a que ocorre 
em profundidade. Quanto mais próximo da superfície do terreno, maior é o efeito do 
intemperismo. Sobre a rocha sã encontra-se a rocha alterada, em geral muito fraturada e 
permitindo grande fluxo de água através das descontinuidades. A rocha alterada é 
sobreposta pelo solo residual jovem, ou saprólito, que é um material arenoso. O material 
mais intemperizado ocorre acima do saprólito e é denominado solo residual maduro, que 
contém maior percentagem de argila. 
Os solos residuais revestem-se de particular interesse para os engenheiros pois são 
abundantes nas províncias ultramarinas da Guiné, Angola e Moçambique. A espessura que 
os solos residuais podem atingir é um condicionamento muito importante, pois normalmente 
 
22
afeta sensivelmente a concepção, projeto e execução das grandes obras de Engenharia 
Civil. Soares (1963) indica as seguintes profundidades típicas para solos residuais. 
Os perfis típicos de solo residual dividem-se em 3 zonas mais ou menos diferenciadas: 
Î Camada superficial de solo residual com porosidade e grau de 
saturação baixos (denominada por vezes de zona porosa); 
Î Camada de solo residual jovem que por vezes tem aparente a estrutura 
original da rocha mãe; 3. Camada desintegrada que só pode ser 
retirada com meios vigorosos. 
É o horizonte B onde se dá a concentração de Fe e Al que se pode formar a couraça 
laterítica, que por vezes aflora à superfície em conseqüência da erosão superficial. 
 
44..44..22 SSOOLLOOSS SSEEDDIIMMEENNTTAARREESS 
Os solos sedimentares ou transportados são aqueles que foram levados de seu local 
de origem por algum agente de transporte e lá depositados. 
Os agentes de transporte são: 
Î Vento (solos eólicos); 
Î Água (solos aluvionares); 
Î Água dos Oceanos e Mares (Solos Marinhos) 
 
23
ƒ Água dos Rios (Solos Fluviais) 
ƒ Água das Chuvas (Solos Pluviais) 
Î Geleiras (Solos Glaciais); 
Î Gravidade (Solos Coluvionares) 
4.4.2.1 Solos eólicos 
Transporte pelo vento. Devido ao atrito os grãos dos solos transportados possuem 
forma arredondada. A ação do vento se restringe ao caso das areias e dos siltes. São 
exemplos de solos eólicos as DUNAS e os solos LOÉSSICOS. 
Î Dunas – Barreira. 
Î Loéssicos – Vegetais. 
4.4.2.2 Solos aluvionres 
O agente de transporte é a água, os solos sedimentares. A sua textura depende da 
velocidade de transporte da água. podem ser classificados como de origem PLUVIAL, 
FLUVIAL ou 
Î Grãos de diversos tamanhos; 
Î Mais grossos que os eólicos; 
Î Sem coesão. 
 
4.4.2.3 Solos glaciais 
Formados pelas geleiras. São formados de maneira análoga aos fluviais. 
 
24
4.4.2.4 Solos coluvionares 
Formados pela ação da gravidade. Grande variedade de tamanhos. Dentre os solos 
podemos destacar o TALUS, que é solo formado pelo deslizamento de solo do topo das 
encostas. 
 
44..44..33 SSOOLLOOSS OORRGGÂÂNNIICCOOSS 
A Impregnação do solo por sedimentos orgânicos preexistentes, em geral misturados 
de restos de animais e vegetais com cor escura e cheiro forte. 
As TURFAS são solos que encorporam florestas soterradas em estado avençado de 
decomposição. Não se aplicam as teorias da mecânica dos solos. 
44..55 AALLTTEERRAAÇÇÃÃOO DDOOSS SSOOLLOOSS AAPPÓÓSS AA SSUUAA FFOORRMMAAÇÇÃÃOO 
O engenheiro civil quando projetam as suas obras têm que ter em atenção não só as 
condições e propriedades que estão presentesno início dos trabalhos, mas também saber 
como evoluirão essas propriedades ao longo da vida das obras. 
Quer as dimensões que as formas de um determinado depósito e de e as respectivas 
propriedades podem alterar-se de maneira significativa. Essas alterações podem ocorrer 
independentemente da atividade do homem enquanto que outras são conseqüências da 
própria construção. Com a prática o engenheiro aprende que o solo não é inerte e que é 
bastante sensível ao ambiente, o que se por um lado dificulta a resolução de muitos 
problemas, por outro os torna bastante interessantes. 
Os principais fatores que influenciam o comportamento dos solos são: 
 
25
44..55..11 TTEENNSSÃÃOO 
Em geral o aumento de tensões sobre um elemento de solo produz um aumento da 
sua resistência ao cisalhamento, uma redução da compressibilidade e uma diminuição da 
permeabilidade; pelo contrário uma diminuição de tensões produz efeitos contrários, que 
são, no entanto, bastante menos sensíveis para a mesma variação do valor da tensão. 
Durante a formação de um depósito as tensões totais impostas às várias camadas 
vão aumentando à medida que cresce a altura do solo sobre as camadas; e assim as 
propriedades das camadas de solo vão evoluindo com a formação do depósito. A 
remoção do solo por erosão faz, pelo contrário, diminuir as tensões aplicadas às camadas 
de solo subjacentes. 
Destes fatos resultam duas importantíssimas situações para os solos finos (argilas), e 
que muito condicionam o seu comportamento. Assim, se um solo está em equilíbrio sob a 
mínima tensão a que á foi sujeito na sua história geológica é denominada de normalmente 
adensado, enquanto que quando em equilíbrio sob tensões inferiores aquelas em que 
tenha sido anteriormente adensado se denominam de pré-adensado. 
Na engenharia civil há atividades de construção que conduzem a um aumento de 
tensões no solo e outras que resultam em redução das tensões. O primeiro caso verifica-se, 
por exemplo, na fundação de uma barragem de terra, e o solo atingido o equilíbrio, ou 
seja, depois de expulsar parte da água dos seus poros ganham maior resistência, 
diminuindo a compressibilidade e a permeabilidade. O segundo caso ocorre, por exemplo, 
na abertura de canais, em que a escavação de materiais reduz as tensões aplicadas no 
solo diminuindo-se por vezes a resistência o que combinado com o surgimento de outros 
fatores que provocam a instabilidade, pode conduzir a rupturas do solo. 
44..55..22 TTEEMMPPOO 
O tempo é uma variável dependente para os outros fatores intervenientes na 
modificação do comportamento dos solos. Com efeito, para que os efeitos das variações 
de tensões, se façam sentir é necessário dar-se tempo a que a água dos poros do solo seja 
expulsa ou introduzida o que é fortemente condicionado pela permeabilidade baixa dos 
solos finos. O tempo como já se referiu é importante para os fenômenos de alteração, quer 
para os processos químicos quer físicos. 
44..55..33 ÁÁGGUUAA 
Este fator é também muito principalmente nos solos argilosos onde a simples 
presença da água faz com que as forças atrativas existentes entre partículas de argila 
reduzam. A água existente nos poros recebe parte das cargas aplicadas ao solo, 
influenciando assim o seu comportamento. Uma argila que quando seca apresenta 
resistência apreciável, quando bem misturado com a água, transforma-se num lodo com 
comportamento fluido. Assim, o aumento do conteúdo de água num solo fino geralmente 
reduz a resistência. 
A natureza ou a atividade do homem, produzem variações na quantidade de água 
nos poros dos solos. Em muitas regiões com épocas secas e chuvosas, o solo é submetido a 
diferentes condições de umidade. Na época seca, o nível freático baixa e o solo acima 
dele perde água quer por evaporação, quer por ação da gravidade, ao passo que as 
 
26
camadas inferiores ficam embebidas de água. 
Estas variações sazonais conduzem a uma sensível variação das propriedades 
mecânicas do solo. Infelizmente estes fatos são por vezes esquecidos, pois nem sempre os 
estudos, ensaios e amostragem são feitos na época mais desfavorável. 
A atividade do homem conduz também a alterações significativas de água no solo. 
A criação de grandes ou pequenas barragens imerge solos aumentando-lhes a pressão da 
água nos poros; as estruturas enterradas exigem por vezes o rebaixamento de níveis 
freáticos e estes são fatores que não podem ser esquecidos e há que ponderar 
cuidadosamente em que medida a conseqüente alteração de comportamento do solo 
pode vir a afetar as obras previstas. 
44..55..44 AAMMBBIIEENNTTEE 
As características básicas dos ambientes de formação de solos, bem como aquelas 
a que fica sujeito depois da sua formação podem influenciar sensivelmente o seu 
comportamento. Dois fatores que podem influenciar o comportamento do solo depois da 
sua formação, a natureza do fluido dos poros e a temperatura. 
Uma argila sedimentar ou compactada pode formar-se com um fluido nos poros 
com ma determinada composição que pode evoluir ao longo da vida do depósito. Como 
é o caso das argilas marinhas depositadas em água salgada. Por movimentos epirogênicos 
de levantamento pode a formação argilosa atingir níveis superiores ao do mar e ficar assim 
sujeita à percolação de águas com teores de sal muito mais baixo do que os da água da 
mar. 
Este efeito da lixiviação atuando durante séculos removerá os sais da água dos poros 
alterando significativamente a composição do fluido dos poros. Como se verá a redução 
do teor eletrolítico da água entre partículas de argila pode reduzir a atração entre elas e 
em conseqüência a respectiva resistência ao corte. 
Quanto à temperatura é normal em solos finos (argilas) que um decréscimo 
provoque uma expansão do solo e que o ar dissolvido no fluido dos poros se liberte em 
parte. As argilas depositadas em lagos glaciais sofrem um aumento de temperatura durante 
o transporte para o laboratório, o que pode por vezes ter influência nas respectivas 
propriedades. 
44..55..55 PPEERRTTUURRBBAAÇÇÃÃOO 
A perturbação é aqui interpretada como um fenômeno mecânico adicional que 
torna aparente uma desfavorável característica também mecânica do solo e que estava 
latente. O exemplo mais significativo é o das argilas muito sensíveis, quick clay, que ocorrem 
na Escandinávia e no Canadá. As partículas destas argilas por serem marinhas têm uma 
estrutura floculada, isto é, as partículas se agrupam umas em relação às outras segundo 
“topo e face”. As forças de contato inicialmente fortes são enfraquecidas por efeito da 
lixiviação feita por águas de percolação menos salinas que reduzem o teor iônico da água 
dos poros. Como a estrutura floculada da argila marinha permite a existência de um alto 
teor de água nos poros, quando a perturbação ocorre rompendo as fracas ligações entre 
partículas a estrutura floculada passa a dispersa, perdendo a argila a sua existência e 
passando a comportar-se como um fluido. 
 
27
44..66 FFOORRMMAA DDAASS PPAARRTTÍÍCCUULLAASS 
Nos solos grossos a forma característica é eqüidimensional, o qual as três dimensões 
da partícula são de magnitude semelhantes. Origina-se pela ação de agentes mecânicos e 
químicos. Segundo a intensidade e o tempo em que estes agentes mecânicos tenham 
atuado, se produzem variedades na forma eqüidimensional, das quais podem ser 
arredondadas, subarredondadas, subangulares, ou angulares, em escala decrescente dos 
efeitos do ataque dos agentes mecânicos. 
 
A forma arredondada é praticamente esférica, enquanto que angulares é a que 
apresenta arestas e vértices pontiagudos (por exemplo, pedra britada). Quando estas 
arestas e vértices estão arredondados pelo efeito de rolamento e abrasão mecânica, se 
tem a forma sub-angular, os quais por um processo mais intenso da erosão podem obter a 
forma sub-arredondada final. 
Asformas angulares são típicas de areias residuais, e as areias vulcânicas apresentam 
essa forma em partículas cristalizadas. As areias marinhas são geralmente angulares. 
A forma arredondada é freqüente nas areias de rio e em algumas formações de 
praia, se bem que no primeiro caso, predominam as formas sub-arredondada e sub-
angular, pois as partículas que não se arrastam, não sofrem o efeito da abrasão ou 
rolamento; naturalmente que o anterior é mais certo em partículas de pequeno tamanho, 
por sua maior facilidade para manter-se em suspensão. As areias eólicas são de grão fino e 
arredondado. 
Nos solos finos a forma das partículas tende a ser achatada, porque as minerais 
argilas, em sua maior parte se adotam a forma laminar; com exceção de alguns minerais 
que possuem forma fibrosa. Nestes materiais a influência da forma é muito importante, pois 
a cada um dos dois mencionados corresponde a uma diferente relação entre área e 
volume da partícula e, portanto, uma atividade superficial muito distinta, no que se refere à 
absorção. 
 
A partícula de forma laminar tem duas dimensões muito maiores que a terceira; na 
forma fibrosa uma dimensão da partícula é muito maior que outras duas. A forma laminar é 
 
28
a mais freqüente nos minerais de argila. A forma fibrosa é muito mais rara (haloisita, e 
algumas outras formas mineralógicas não muito comuns). 
Durante muitos anos acreditou-se que o tamanho das partículas era o fator 
dominante em algumas importantes propriedades mecânicas, concretamente na 
compressibilidade. Hoje se estima que a forma das partículas exerce um papel muito mais 
preponderante nesta propriedade. 
Uma experiência clássica que prova esta afirmação consiste no preenchimento de 
provetas de 1000 cm³, uma com areia e outra com plaquetas de mica, de tamanho 
análogo; aplicando uma pressão muito pequena na areia com pistão, esta compressão por 
ser muito pequena, que dificilmente se faz sentir; e se as mesmas pressões fossem aplicadas 
na mica podem produzir reduções volumétricas de até 80%. 
A redução de volumes de um solo pode ser alcançada por aplicação de pressão 
estática, por meio de vibração ou por combinação de ambos os métodos. Mesmo que a 
amostra da areia não seja afetada pela pressão estática de forma apreciável, se for 
aplicada uma vibração se nota uma redução volumétrica da ordem de 10%. A vibração 
afeta também as plaquetas de mica, porém menos que a pressão estática. 
Uma pequena quantidade de plaquetas de mica misturada na areia dá a esta uma 
característica de compressibilidade abaixo são cargas estáticas notavelmente 
incrementadas. Terzaghi foi o primeiro a emitir uma opinião de que a proporção de 
partículas laminares contidas no solo é a causa fundamental da variação tão acentuada 
observada no comportamento dos mesmos, em relação à compressibilidade. 
As partículas maiores designados por pedregulho, areia e silte, podem ter formas 
arredondadas ou angulosas. As formas das partículas refletem a origem e a história 
geológica de material. Muitas das partículas dos solos são provenientes dos processos de 
alteração de rochas tem inicialmente formas angulosas. A subseqüente abrasão durante a 
seu transporte (pela ação da água, vento ou gelo) reduz as irregularidades. 
A forma das partículas na mistura com dimensões de “argila” (< 2µ) depende da sua 
composição química e da sua estrutura cristalina. Quando as partículas de argila, dado que 
a sua estrutura cristalina, consiste de uma sucessão de lâminas contendo sílica, alumina, 
oxigênio e hidrogênio a sua forma corrente é de placas. É o caso das argilas pertencentes 
aos grupos da caulinita, ilita e montmorilonita. A haloisita é uma exceção, pois as suas 
partículas têm forma alongada. 
A espessura das partículas de argila é da ordem de 10-6 mm, mas sua largura é 
muitas vezes superior. Nas Figuras seguintes mostram-se aproximadamente as formas das 
partículas da caulinita e de ilita. 
 
29
 
 
44..77 EESSTTRRUUTTUURRAA DDOOSS SSOOLLOOSS 
Serão estudadas agora as disposições adotadas pelas partículas minerais para dar 
lugar ao conjunto chamado solo. Primeiramente convém insistir na afirmação de que o solo 
nunca é um mero agregado desprovido de organização; antes ao contrário, suas partículas 
se dispõem sempre na forma organizada, seguindo algumas leis fixas e segundo a ação de 
forças naturais susceptíveis a analises. 
Nos solos formados por partículas relativamente grandes (pedregulhos e areias) as 
forças que intervém na formação de estruturas são muitas bem conhecidas e seus efeitos 
são relativamente simples de qualificar; por isso, praticamente não existe discussão em 
relação ao mecanismo de estruturação que, por sua vez, pode ser verificada visualmente. 
Por outro lado, nos solos formados por partículas muito pequenas (siltes e argilas), as 
forças que intervém nos processos de estruturação são de caráter muito mais complexo e 
as estruturas resultantes só podem ser parcialmente verificadas por métodos indiretos, 
relativamente complexos e ainda em pleno desenvolvimento. Tudo isso faz que os 
mecanismos de estruturação e ainda as mesmas estruturas resultantes são em relação aos 
solos, matéria de hipótese. 
Tradicionalmente se tem considerado como básicas para os solos reais as estruturas 
simples, alveolar e floculenta. Em épocas atuais tem-se procurado superar aquele quadro 
tradicional introduzindo modificações à luz de alguns resultados obtidos em experimentos 
realizados com técnicas mais modernas. Assim, no solo, estão variando as idéias muitas 
investigações a respeito dos mecanismos de estruturação dos solos, sem que, inclusive 
tenha surgido estruturas que, como a dispersa, não estavam incluídas no quadro 
tradicional. 
44..77..11 EESSTTRRUUTTUURRAA SSIIMMPPLLEESS 
É aquela produzida quando as forças devidas ao campo gravitacional terrestre são 
claramente predominantes na disposição das partículas; é, portanto, solos típicos de grãos 
grossos (pedregulhos e areias) de massas comparativamente importantes. As partículas se 
dispõem apoiando-se diretamente umas sobre as outras e cada partícula possuem vários 
pontos de apoio. 
 
30
Como um ponto de vista da engenharia, o comportamento mecânico e hidráulico 
de um solo de estrutura simples, é definido principalmente por suas características; a 
compacidade do manto e a orientação das partículas. 
O termo compacidade se refere ao grau de acomodação alcançada pelas 
partículas do solo, deixando mais ou menos vazios entre elas. Num solo muito compacto, as 
partículassólidas que o constituem tem um alto grau de acomodação e a capacidade de 
deformação sob carga do conjunto será pequena. Em solos pouco compactos o grau de 
acomodação é menor; em solos com volumes de vazios e, por conseqüência as 
capacidades de deformação, serão maiores. Uma base de comparação para ter uma 
idéia da compacidade alcançável por uma estrutura simples, se tem estudado a 
disposição de um conjunto de esferas iguais. 
Na figura mostra-se, perfil ou planta, os estados mais soltos e mais compacto possível 
de tal conjunto. Os valores da porosidade (n) e índice de vazios (e) correspondentes a 
ambos os casos podem ser calculadas facilmente. 
 
As areias naturais muito uniformes em tamanho possuem valores da porosidade e 
índice de vazios muito próximos do acima descrito. Mas nas areias comuns, os valores 
podem diminuir apreciavelmente e uma pequena porcentagem de partículas laminares 
aumenta sensivelmente o volume de vazios no estado mais solto; em areias bem 
graduadas, com ampla gama de tamanhos, os estados mais fofos e mais compactos tem 
valos da porosidade e índice de vazios muito menores que os que correspondem a 
acumulação de esferas iguais. 
Para medir a compacidade de uma camada de estrutura simples, Terzaghi introduziu 
uma relação empírica, determinável em laboratório,chamada Compacidade Relativa (Cr): 
 
Onde: 
Î emax = relação de vazios correspondente ao estado mais fofo; 
Î emin = relação de vazios correspondente ao estado mais compacto; 
Î enat = relação de vazios da amostra no estado natural. 
As determinações do emax, emin e enat do solo são feitas em laboratório segundo 
procedimentos padronizados. Para o caso de areias grossas e puras, os valores de e nas 
condições mais compactas e mais fofas podem ser determinadas no estado seco ou no 
 
31
estado completamente saturado, devendo ser determinadas preferencialmente na 
primeira condição. 
Nas areias finas deve haver grande diferença nos resultados segundo se tenha 
determinado num ou outro estado; além disso, quando se fazem determinações no estado 
seco, os resultados dependem do tempo transcorrido a partir do momento da extração da 
amostra da estufa ou secador, pois o ar pode transmitir umidade. Também influem o 
tamanho do recipiente de onde se compacta a amostra (para a determinação do emin) e 
o método de compactação; têm-se propostos vários métodos, porém até hoje, nenhum é 
considerado perfeito. Por exemplo, em um solo bem graduado, com 10% de partículas de 
tamanho menor que 0,04 mm de diâmetro foi encontrados em uma prova que sua relação 
de vazios variava entre 0,57 e 0,62 no estado mais fofo e entre 0,28 e 0,30 no mais 
compacto; estas flutuações foram atribuídas à umidade higroscópica, pois se tem 
encontrado variações de 0,01 na relação de vazios ao se retirar a amostra do secador e 
expô-la ao ar durante 10 ou 15 minutos. 
Em outra amostra do mesmo solo se obtiveram valores de 0,32 e 0,6 para as relações 
correspondentes aos estados mais compactos e mais fofos, respectivamente. As variações 
anteriores são suficientes para produzir uma diferença na compacidade relativa na ordem 
de 10%. Para tanto, dita compacidade relativa não pode se considerar como uma 
quantidade fixa e, em cada caso, deve ser descrito detalhadamente o método de 
determinação empregado. 
As orientações das partículas de areia sedimentar e na água são mais pronunciadas 
quanto mais se afasta da sua forma esférica; esta orientação produz, como efeito principal, 
uma permeabilidade do solo muito distinta; o efeito aumenta profundamente se o solo 
contém uma porcentagem apreciável de partículas laminares. Ainda em areias naturais 
com formas praticamente eqüidimensionais o efeito da orientação sobre a permeabilidade 
é apreciável. 
44..77..22 EESSTTRRUUTTUURRAA AALLVVEEOOLLAARR 
Esta estrutura se considera típica e grãos de pequeno tamanho (0,02 mm de 
diâmetro ou algo menores), que se depositam em um meio contínuo, normalmente água e, 
algumas vezes, ar. 
Nestas partículas, a gravidade exerce um efeito que faz com que tendam a se 
sedimentar, mas dada sua pequena massa, outras forças naturais podem ter uma 
magnitude significativa. A partícula, antes de chegar ao fundo do depósito, toca a outra 
partícula já depositada, a força de aderência desenvolvida entre ambas, pode neutralizar 
o peso, fazendo com que a partícula seja detida antes de completar seu percurso: outra 
partícula pode agora ter o mesmo comportamento e assim elas poderão chegar a formar 
uma tela, com quantidade importante de vazios, a modo de um painel. 
As forças de aderência, causadoras destas estruturas são forças superficiais. 
44..77..33 EESSTTRRUUTTUURRAA FFLLOOCCUULLAADDAA 
Quando no processo de sedimentação, duas partículas de diâmetros menores que 
0,02 mm chegam a se tocar, se aderem com força e se sedimentam juntas; assim, outras 
partículas podem unir-se ao grupo, formando um grumo, com estrutura similar a um painel. 
 
32
Este mecanismo produz uma estrutura muito frágil e solta, com grande volume de 
vazios, chamada floculenta, ou algumas vezes, alveolar de ordem superior. 
As partículas menores que 0,0002 mm (0,2 micra) já são consideradas colóides; estas 
partículas podem permanecer em suspensão indefinidamente, pois nelas o peso exerce 
pouca influência em comparação com as forças elétricas desenvolvidas entre as partículas 
carregadas negativamente, segundo já foi dito e com as forças moleculares exercidas pela 
própria água; quando duas destas partículas tendem a se aproximar, suas cargas exercem 
uma repulsão que as afasta novamente; as vibrações moleculares da água impedem que 
as partículas se precipitem; o resultado é um movimento característico em rápido zig-zag, 
conhecido como movimento browniano (observado pela primeira vez pelo botânico inglês 
Brown ao estudar suspensões de clorofila no microscópio). Por esse mecanismo, as 
partículas coloidais do solo em suspensão não se sedimentam jamais. As cargas elétricas 
das partículas coloidais podem, sem dúvida, neutralizar-se sob a influência da adição de 
íons de carga positiva oposta: um eletrólito, por exemplo, os ácidos clorídricos, quando se 
dissocia em água origina íons positivos e negativos (Cl- e H+). Pelo efeito dos íons H- em 
solução, os colóides neutralizam suas cargas e chocam entre si, mantendo unidos pelas 
forças de aderência que se desenvolvem. Desta maneira podem começar a formar flocos 
de massa maior, que tendem a se depositar. 
Na água do mar, os sais contidos atuam como eletrólito, fazendo possível a geração 
de mecanismo antes descrito: nas águas naturais a dissociação normal de algumas 
moléculas (H+, OH-) que sempre são geradas, as presenças de sais, etc, levam ao mesmo 
efeito. 
Os flocos se unem entre si para formar painéis, que se depositam conjuntamente, 
formando novos painéis ao tocar o fundo e dando lugar a uma forma extraordinariamente 
difusa de estrutura floculenta, no qual o volume sólido pode não representar mais de 5 a 
10%. 
Conforme aumenta o peso devido a sedimentação contínua, as capas inferiores 
expulsam a água aumentado a consolidação. Durante esse processo, as partículas e 
grumos se aproximam entre si e é possível que esta estruturação tão pouco firme no 
princípio, alcance resistências de importância. 
 
44..77..44 EESSTTRRUUTTUURRAASS CCOOMMPPOOSSTTAASS 
Considera-se que as estruturas anteriores raramente se apresentam “puras” na 
natureza, pois a sedimentação compreende partículas de todos os tamanhos e tipos, para 
as que regem as leis da natureza de modo diferente. Segundo as idéias até aqui expostas 
 
33
sobre estruturação, seria comum encontrar nos solos reais estruturas como a ilustrada 
abaixo. Nestas formações define-se um esqueleto constituído por grãos grossos e massas 
coloidais de flocos que proporcionam união entre elas. 
 
A estrutura é formada em condições que permitem a sedimentação de partículas 
grossas e finas simultaneamente; isto ocorre freqüentemente na água do mar ou lagos, com 
conteúdo apreciável de sais, donde o efeito floculante dos sais coexiste com o arraste de 
ventos, correntes de água, etc. 
O processo de acúmulo de sedimentos acima de um certo nível faz com que as 
camadas inferiores se consolidem sob o peso das sobrejacentes; as partículas mais grossas 
se aproximam fazendo com que a argila floculada ao tocar o fundo diminua de volume; a 
compressão resultante da argila é maior nas zonas onde se encontre mais confinada, isto é, 
nas regiões de aproximação entre os grãos mais grossos, sempre que não haja fluxo lateral 
da massa nestas regiões. Se o incremento da carga é rápido, existirá um fluxo lateral e, 
conseqüentemente, a massa coloidal sofrerá um decréscimo de volume mais uniforme; mas 
na natureza a carga cresce muito lentamente, pelo que o fluxo lateral tende a se produzir 
em escala muito menor e as propriedades tixotrópicas da matéria coloidal podem ajudar 
eficazmente no impedimento quase por completo. 
Assim se produz nas regiões de aproximação entre os grãos grossos uma liga argilosa 
coloidal altamente consolidada, que define fundamentalmente a capacidade do 
esqueleto para suportarcargas. Estas ligas argilosas estão sujeitas a pressões muito maiores 
que o meio da massa do solo, mesmo que a argila preencha os vazios do esqueleto se 
mantenha branda e solta, sujeito a pressões comparativamente muito menores. 
Com as idéias anteriores é fácil entender a diferença que apresentam as argilas nas 
propriedades mecânicas quando se encontram nos estados indeformado e deformado. O 
amolgamento destrói a liga de argila altamente consolidada entre as partículas grossas e 
permite que a argila a cubra em volta, atuando como lubrificante entre elas; como 
resultado, a consistência no estado amolgado será muito fraca. Embora não sejam 
destruídas as ligações consolidadas, a argila se comporta elasticamente e possui resistência 
à ação das cargas, que depende principalmente da pressão a que foi consolidada na 
natureza; a deformação da massa decresce a uma maior consolidação prévia e a uma 
maior diferença entre a pressão nas zonas argilosas de envolvimento e a pressão média em 
 
34
toda a massa: esta diferença é tanto maior quanto mais complexa for a estrutura (argila 
marinha, por exemplo). 
Alguns autores têm atribuído exclusivamente a diferença de comportamento 
mecânico das argilas, entre o estado inalterado e amolgado, às propriedades tixotrópicas 
destes materiais. 
Com efeito, a tixotropia produz certa rigidez reversível na massa plástica, 
aumentando a aderência nos pontos de contato: como este aumento depende da 
posição elativa das partículas, existe uma deformação crítica que rompe a aderência e 
devolve a fraqueza ao material. É muito provável como dito anteriormente, que a tixotropia 
coopere com a formação da estrutura composta e a coerência de seu esqueleto, 
impedindo o fluxo lateral da massa coloidal nas regiões de predominância de grãos grossos: 
assim quanto maior grau a propriedade se apresente nas massas coloidais, é maior a 
possibilidade de manter-se no depósito muito solto sob grandes cargas. Sem dúvida, a 
resistência do material da liga de argila, não é função da tixotropia, senão da intensa 
concentração da carga daquelas ligas, a qual, por sua vez, depende da estrutura adotada 
e da carga máxima do extrato já tenha suportado ao longo da sua história geológica. 
44..77..55 EESSTTRRUUTTUURRAA EEMM ““CCAASSTTEELLOO DDEE CCAARRTTAASS”” 
Alguns investigadores como Goldschmidt e Lambe tem sugerido uma interpretação 
diferente sobre a gênese de uma estrutura floculenta e a estrutura resultante entre si. 
Segundo estas idéias a forma lamelar típica dos minerais de argila é fundamental no 
resultado da estruturação dos solos finos. 
As investigações realizadas em partículas de caulinitas, ilitas e montmorilonitas 
demonstram que os seus comprimentos são da mesma ordem das suas larguras e que as 
espessuras variam de 1/100 destas dimensões, nas montmorilonitas, a 1/10 nas caulinitas, 
ocupando as ilitas uma posição intermediária. Com estes dados é possível estimar a 
superfície específica destas partículas (metro quadrado de área superficial por grama de 
peso) é da ordem de 10 em caulinitas, 80 nas ilitas e 800 nas montmorilonitas; estes valores 
cobrem toda sua importância ao considerar a ação das forças superficiais como fator que 
intervém na estruturação, não sendo difícil conceber que tal fator chegue a ser 
determinante. 
Além disso, nas investigações de referência permitiu notar que, embora a partícula 
do solo tenha carga negativa parece certo que nas suas arestas exista uma concentração 
de carga positiva que faz com que essa zona localizada se atraia com outra superfície 
qualquer de uma partícula vizinha. Tomando isto como consideração, os investigadores 
mencionados propuseram para as argilas uma estrutura tal como a quemostra a figura 
abaixo, na qual se denominou “castelo de cartas”. 
 
 
35
 
Deve ser notado que, segundo esta hipótese de estruturação, também corresponde 
ao solo um importante volume de vazios e que os reflexos anteriores sobre consolidação das 
zonas baixas sob o peso das sobrejacentes conservam a sua validez. 
44..77..66 EESSTTRRUUTTUURRAA DDIISSPPEERRSSAA 
Algumas investigações posteriores têm indicado que uma hipótese estrutural do tipo 
de “castelo de cartas”, na qual as partículas têm contatos mútuos, embora se possa aceitar 
como real em muitos casos, talvez não seja a mais estável no que poderia se pensar. 
Qualquer perturbação que possa existir, como deformação por esforço cisalhante, tende 
em geral a diminuir os ângulos entre as diferentes lamelas do material. 
Conforme isso esteja ocorrendo, atuam entre a partícula pressões osmótica 
inversamente proporcional ao espaçamento entre elas. As pressões osmóticas tendem a 
fazer com que as partículas se separem e assumam uma posição tal como mostrado 
esquematicamente na figura a seguir. 
 
Em (a) e (b) mostra-se o mecanismo pelo qual a pressão osmótica tende a atuar, 
para chegar a uma condição mais uniforme, que as partículas se separem. Mostra-se em 
(c) a estrutura na condição final. 
 
36
Deve-se notar que o conjunto de estruturas antes descrito sumariamente não 
constitui uma série de reais possibilidades na natureza, senão, simplesmente algumas das 
hipóteses de estruturação de que se comenta atualmente. 
Muitos investigadores, que aceitam alguma das explicações anteriores, rechaçam 
outras e não existe um pleno acordo a esse respeito. 
Também há de ser observado que com as estruturas em “castelo de cartas” ou 
dispersa podem gerar estruturas compostas análogas às já tratadas com as formas 
estruturais mais clássicas. 
44..77..77 CCOOMMPPOOSSIIÇÇÃÃOO DDAASS PPAARRTTÍÍCCUULLAASS 
Pode parecer à primeira vista que a composição das partículas de um solo é uma 
característica muito importante deste. No entanto, não existem correlações práticas entre a 
composição das partículas de um solo e os seus comportamentos. O que é importante é 
que ajuda na interpretação e a compreensão desse comportamento. 
A natureza e arranjo dos átomos em uma partícula de solo, isto é, a sua composição 
química, influencia de forma significativa na permeabilidade, compressibilidade, resistência 
ao cisalhamento e na propagação de tensões nos solos, especialmente aqueles de 
natureza mais fina. 
Existem, com efeito, certos minerais que conferem propriedades especiais. Já se 
referiu anteriormente que a montmorilonita dá grande expansibilidade ao solo. Também a 
haloisita, com as suas formas alongadas, dá origem a solos com pesos específicos muito 
baixos. Estas e muitas outras razões que serão referidas mais tarde justificam que a base 
indispensável na compreensão dos fundamentos do comportamento das argilas e em 
particular como evolui no tempo, é afetado pela pressão e “ambiente”. 
As partículas de solo podem ser orgânicas ou inorgânicas. As partículas inorgânicas 
são minerais. Um mineral é um elemento ou um composto químico natural (tem 
composição química que pode ser expressa por uma fórmula) formado por processos 
naturais. 
Os minerais classificam-se de acordo com a natureza e arranjo dos seus átomos. Os 
mais importantes são os silicatos, pois que mais de 90% do peso dos solos existentes na terra 
são minerais de silicatos. 
 
37
 
 
38
55 FFAASSEESS CCOONNSSTTIITTUUIINNTTEESS DDOO SSOOLLOO 
55..11 CCOONNTTEEXXTTUUAALLIIZZAAÇÇÃÃOO 
Na Natureza, o solo como o conhecemos compreende as partículas sólidas de 
minerais ou de outros materiais que são acumuladas nos chamados depósitos de solo, mas 
também os espaços que existem entre essas partículas. Tais “vazios” estão parcial ou 
totalmente preenchidos por água ou outros líquidos (soluções1). Os espaços vazios não 
ocupados por nenhum fluido estão cheios de ar ou outra mistura de gases. 
Uma vez que o volume ocupado por um pedaço de solo deverá, de uma maneira 
geral, incluir materiais nos três estados da matéria– sólido, líquido e gasoso - os depósitos de 
solos são considerados sistemas trifásicos. 
Propriedades importantes de qualquer depósito de solo, nomeadamente as 
referentes à sua utilização no âmbito da construção, tais como a tensão e a 
compressibilidade do mesmo, estão relacionadas com condições tão simples como quanto 
do volume ou do peso do solo em questão é constituído por partículas sólidas, por água ou 
por ar. Algumas características de tais solos, como por exemplo a sua densidade, o teor de 
umidade (ou teor em água), o índice de vazios ou o grau de saturação (termos a definir 
mais à frente neste texto) são utilizadas em cálculos realizados para determinar a 
capacidade de carga para efeitos de fundações, para calcular assentamentos de 
fundações e para avaliar da estabilidade de taludes (como por exemplo em encostas ou 
junto a estradas e caminhos). 
Por outras palavras, tais cálculos ajudam a estabelecer em que estado se encontra 
um depósito de solo, nomeadamente no que se pretende com a sua aptidão para servir de 
fundação ou para ser utilizado como material de construção. Por este motivo, conhecer a 
terminologia e as definições relacionadas com a composição do solo, é um fator 
fundamental para o estudo da Mecânica dos Solos e, portanto da Geotecnia. 
O solo, tal como existe na Natureza, constitui uma acumulação, mais ou menos ao 
acaso, de partículas sólidas (minerais e/ou orgânicas), de água e de ar, tal como mostra a 
Figura a seguir. 
Para efeitos de estudo e de análise do solo, torna-se conveniente representar esta 
massa de solo por meio de um diagrama de fases (ou de blocos), com uma parte deste 
diagrama a representar as partículas sólidas, parte representando a água ou outros líquidos 
outra parte fazendo a representação do ar ou outros gases como também ilustra a figura a 
seguir. 
 
 
39
 
As partículas sólidas do solo são pequenos grãos de diferentes minerais, cujos vazios 
podem ser preenchidos por água, ar, ou parcialmente por ambos (ar e água). Define-se 
mineral como uma substância inorgânica e natural, com uma estrutura interna definida 
(átomos e íons) e com composição química e propriedades físicas fixas ou variam dentro de 
limites definidos. 
As partículas sólidas dos solos grossos são constituídas por silicatos (feldspatos, micas, 
olivinas, etc.), óxidos (quartzo), carbonatos (calcita, dolomita), sulfatos (limonita, magnetita). 
Já os solos finos são constituídos por silicatos de alumínio hidratado (argilo-minerais). 
Em outras palavras, o volume total da massa de solo (V) consiste do volume de 
partículas sólidas (Vs) e do volume de vazios (Vv). O volume de vazios é geralmente 
formado pelo volume de água (Vw) e pelo volume de ar (Va). 
Como o peso específico do ar é muito pequeno quando comparada aos pesos 
específicos da água e dos sólidos, o peso da fase gasosa (Wa) será sempre desprezado no 
cálculo do peso do solo. 
55..22 RREELLAAÇÇÃÃOO DDEE FFAASSEESS 
As relações apresentadas a seguir constituem uma parte essencial da Mecânica dos 
Solos e são básicas para a maioria dos cálculos desta ciência. 
 
40
55..22..11 RREELLAAÇÇÃÃOO EENNTTRREE PPEESSOOSS 
5.2.1.1 Teor de umidade (w , h) 
O teor de umidade de um solo é determinado como a relação entre o peso de água (Ww) 
e o peso das partículas sólidas (Ws) em um volume de solo. 
 
O teor de umidade pode assumir o valor de 0% para solos secos (Ww = 0) até valores 
superiores a 100% em solos orgânicos. 
 
55..22..22 RREELLAAÇÇÃÃOO EENNTTRREE VVOOLLUUMMEESS 
Existem três relações volumétricas que são muito utilizadas na Engenharia 
Geotécnica e podem ser determinadas diretamente do diagrama de fases 
5.2.2.1 Índice de vazios (e) 
É a relação entre o volume de vazios (Vv) e o volume dos sólidos (Vs), existente em 
igual volume de solo. Este índice tem como finalidade indicar a variação volumétrica do 
solo ao longo do tempo, tem-se: 
 
O índice de vazios será medido por um número natural e deverá ser, 
obrigatoriamente, maior do que zero em seu limite inferior, enquanto não há um limite 
superior bem definido, dependendo da estrutura do solo. 
O volume de sólidos permanecendo constante ao longo do tempo, qualquer 
variação volumétrica será medida por uma variação do índice de vazios, que assim poderá 
contar a história das tensões e deformações ocorridas no solo. 
Exemplo de valores típicos do índice de vazios para solos arenosos podem situar de 
0,4 a 1,0; para solos argilosos, variam de 0,3 a 1,5. Nos solos orgânicos, podemos encontrar 
valores superiores a 1,5. 
5.2.2.2 Porosidade (η) 
É a relação entre o volume dos vazios (Vv) e o volume total (Vt) da amostra, tem-se: 
 
41
 
A porosidade é expressa em porcentagem, e o seu intervalo de variação é entre 0 e 
100%. 
Das equações apresentadas mais adiante podemos expressar a porosidade em 
função do índice de vazios e vice versa, através das equações apresentadas abaixo: 
 
Segundo o IAEG (1979), a porosidade e o índice de vazios podem ser classificados 
segundo a tabela a seguir: 
 
5.2.2.3 Grau de saturação (S , Sr) 
O grau de saturação indica que porcentagem do volume total de vazios contem 
água. Se o solo está completamente seco, então Sr = 0%, se os poros estão cheios de água, 
então o solo está saturado e Sr = 100%. Para solos parcialmente saturados, os valores de “Sr” 
situam-se entre 1 e 99%. 
 
O grau de saturação, segundo o IAEG (1979), pode ser classificado em: 
 
42
 
55..22..33 RREELLAAÇÇÃÃOO EENNTTRREE PPEESSOOSS EE VVOOLLUUMMEESS 
Em Mecânica dos Solos se relaciona o peso das diferentes fases com seus volumes 
correspondentes por meio de pesos específicos. 
5.2.3.1 Peso específico aparente natural ou úmido (γ , γsat , γt) 
É a relação entre o peso total (W) e o volume total da amostra (V) para um valor 
qualquer do grau de saturação, diferente dos extremos: 
 
A magnitude do peso específico natural dependerá da quantidade de água nos 
vazios e dos grãos minerais predominantes, e é utilizado no cálculo de esforços. 
5.2.3.2 Peso específico aparente seco (γd) 
É a relação entre o peso dos sólidos (Ws) e o volume total da amostra (V), para a 
condição limite do grau de saturação (limite inferior - Sr = 0%), tem-se: 
 
O peso específico aparente seco é empregado para verificar o grau de 
compactação de bases e sub-bases de pavimentos e barragens de terra. 
5.2.3.3 Peso específico saturado (γsat) 
É a relação entre o peso total (W) e o volume total (V), para a condição de grau de 
saturação igual a 100%, tem-se: 
 
43
 
Em nenhuma das condições extremas levou-se em consideração a variação do 
volume do solo, devido ao secamento ou saturação. 
5.2.3.4 Peso específico real dos grãos ou sólidos (γs , δ) (NBR 6508/84) 
É a relação entre o peso dos sólidos (Ws) e o volume dos sólidos (Vs), dependendo 
dos minerais formadores do solo, tem-se: 
 
O valor do peso específico dos sólidos representa uma média dos pesos específicos 
dos minerais que compõem a fase sólida. A Tabela a seguir apresenta o intervalo de 
variação do peso específico dos sólidos de diversos tipos de minerais. 
 
5.2.3.5 Peso específico da água (γw) 
É a razão entre o peso de água (Ww) e seu respectivo volume (Vw). Nos casos 
práticos adota-se o peso específico da água como: 1g/cm³ = 10kN/m³ = 1000kg/m³. 
5.2.3.6 Peso específico submerso (γsub , γ‘) 
Quando a camada de solo está abaixo do nível freático, define-se o peso específico 
submerso, o qual é utilizado para o cálculo de tensões. 
 
 
44
5.2.3.7 Densidade real dos grãos ou sólidos (G) 
É a razão entre o peso especifico real dos grãos (γs) e o peso específico da água a 
4°C. 
 
A densidade possui valor numérico igual ao Peso Específico Real entretanto é 
admensional. 
55..22..44FFÓÓRRMMUULLAASS DDEE CCOORRRREELLAAÇÇÃÃOO 
As fórmulas de definição dos índices físicos não são práticas, para a utilização em 
cálculos e assim, recorre-se as fórmulas de correlação entre os índices, como as 
apresentadas a seguir: 
Î peso específico natural: γ = W/V 
Î teor de umidade: w = (Ww/Ws) 
Î peso específico real dos grãos: γs = Ws/Vs 
Î peso específico aparente seco: γd = Ws/V = γ/(1 + w) 
Î índice de vazios: e = Vv/Vs = (γs/γd) - 1 
Î porosidade: η = Vv/V = e/(1+ e) 
Î grau de saturação: Sr = Vw/Vv = (w . γs)/(e . γw) 
Î peso específico saturado: γsat = Wsat/V = (1 - η) . γs + η . γw 
Î peso específico submerso: γsub = γsat - γw = (γs - γw) . (1 - η) 
55..33 DDEETTEERRMMIINNAAÇÇÃÃOO EEXXPPEERRIIMMEENNTTAALL DDOOSS ÍÍNNDDIICCEESS FFÍÍSSIICCOOSS 
Os índices físicos são determinados em laboratório ou mediante fórmulas de 
correlação, vistas no item anterior. Em laboratório, são determinados o peso específico 
natural (através do peso e volume total), o teor de umidade e o peso específico real dos 
grãos. 
55..33..11 DDEETTEERRMMIINNAAÇÇÃÃOO DDOO PPEESSOO EE VVOOLLUUMMEE DDEE UUMMAA AAMMOOSSTTRRAA 
Molda-se um corpo de prova cilíndrico de solo indeformado, obtêm-se várias 
medidas de diâmetro (d) e altura (h) para o cálculo do volume da amostra de solo com os 
valores médios obtidos. Obter o peso total da amostra de solo (W) com a balança. 
Pode-se utilizar também para determinar o peso e o volume anéis metálicos de 
dimensões conhecidas, onde são moldados no solo. Deve-se salientar que o peso 
específico natural é normalmente determinado em corpos de prova já talhados para os 
 
45
ensaios usuais de Mecânica dos Solos. 
Para verificações, in situ, utiliza-se para determinar o peso específico um cilindro 
cortante (Figura 2.2) com peso e dimensões conhecidas que é cravado no solo (ABNT/NBR 
9813/87 - Determinação da massa específica aparente in situ com o emprego do cilindro 
de cravação). 
 
No campo a determinação de γ pode ser feita, ainda, utilizando-se um frasco ao 
qual se adapta um funil munido de um registro (ABNT/NBR 7185/86 - Solo - Determinação da 
massa específica aparente, "in situ", com emprego do frasco de areia). 
 
55..33..22 DDEETTEERRMMIINNAAÇÇÃÃOO DDOO TTEEOORR DDEE UUMMIIDDAADDEE ((WW)) 
O teor de umidade é obtido por diferença de peso de uma amostra de solo antes e 
após a secagem em estufa. Os procedimentos adotados no laboratório (ABNT/NBR 6457/86 
- Amostras de Solo - Preparação para ensaios de compactação e ensaios de 
caracterização) são: 
 
46
Î Toma-se uma cápsula com peso conhecido (Wc) 
Î Seleciona-se uma porção de amostra representativa 
(aproximadamente 50g) 
Î Coloca-se a amostra na cápsula e pesa-se o conjunto (Wc + W) 
Î Seca-se em estufa o conjunto até a constância do peso 
Î Pesa-se novamente o conjunto (Wc + Ws) 
O teor de umidade (w) é calculado de acordo com a expressão: 
 
onde: 
Î W = peso total da amostra 
Î Ws = peso seco 
Î Ww = peso da água 
Î Wc = peso da cápsula 
No campo utiliza-se para a determinação do teor de umidade: o processo da 
frigideira (DNER-ME 086/64), o método expedito do álcool (DNER-ME 088/94 - Determinação 
da umidade pelo método expedito do álcool), ou o método expedito “Speed” (DNER-ME 
052/94 - Solos e agregados miúdos - determinação da umidade pelo método expedito 
"Speedy"). 
 
 
47
55..33..33 DDEETTEERRMMIINNAAÇÇÃÃOO DDOO PPEESSOO EESSPPEECCÍÍFFIICCOO RREEAALL DDOOSS GGRRÃÃOOSS ((γγSS)) 
O peso específico real dos grãos, ou sólidos, é determinado, usualmente, 
empregando umfrasco de vidro denominado picnômetro (balão volumétrico), de acordo 
com ABNT/NBR 6508/84 -`Grãos de solo que passam na peneira de 4,8mm - Determinação 
da massa específica dos sólidos. 
O ensaio compara o peso de um picnômetro contendo água destilada até a marca 
de calibração (W1) com o peso do mesmo picnômetro contendo solo e água (W2) até a 
mesma marca, e determina-se a temperatura da suspensão e mediante a curva de 
calibração do picnômetro, determinam-se o peso do picnômetro e a água para a 
temperatura do ensaio. 
Esquema explicativo do ensaio está representado na Figura à seguir: 
 
O peso de água correspondente ao volume deslocado pelos grãos (sólidos) será: 
Î W1 = Ww + Wp (água + picnômetro) 
Î W2 = Ww’ + Wp + Ws (água + picnômetro + solo) 
Î W1 - W2 = Ww + Wp - (Ww’ + Wp + Ws) 
Î W1 - W2 = Ww - Ww’ - Ws 
Î W1 - W2 = ∆Ww – Ws 
Portanto, o volume dos sólidos corresponde a volume de água deslocada, tem-se: 
Î Ww = Vw . γw 
Î Vs = Vw/γw 
Î W1 - W2 = Vs . γw - Ws 
Î Vs = (W1 - W2 + Ws) / γw 
 
48
 
Normalmente são realizadas no mínimo três determinações, fazendo variar a 
temperatura e acertando o nível de água na marca de referência, com vistas à obtenção 
de valor médio consistente. 
A determinação do peso específico dos sólidos é muito simples, mas às vezes adota-
se um valor médio para resolução de problemas, uma vez que a faixa de variação no caso 
de solos não é muito grande. Em geral para solos arenosos, pode-se tomar γs = 2,67 g/cm³ e 
para solos argilosos, γs = 2,75 - 2,90 g/cm³. 
55..33..44 RREETTIIRRAADDAA DDEE AAMMOOSSTTRRAASS 
 
A caracterização de um solo, através de parâmetros obtidos em ensaios de 
laboratório, depende, simultaneamente, da qualidade da amostra e do procedimento dos 
ensaios. Tanto para a amostragem quanto para os ensaios existem normas, brasileiras e 
estrangeiras, que regem o assunto e que, portanto, devem ser obedecidas. 
Em qualquer laboratório de geotecnia, dois tipos de amostras são usadas na 
realização desses ensaios. A amostra deformada, uma porção de solo desagregado, deve 
ser representativa do solo que está sendo investigado, apenas, quanto à textura e 
constituição mineral. Ela é usada na identificação visual e táctil, nos ensaios de 
 
49
classificação (granulometria, limites de consistência e massa específica dos sólidos), no 
ensaio de compactação e na preparação de corpos de prova para ensaios de 
permeabilidade, compressibilidade e resistência ao cisalhamento. 
Essas amostras, até um metro abaixo da superfície do terreno, poderão ser obtidas 
através de ferramentas simples (pás, enxadas, picaretas e outras mais apropriadas a cada 
caso), enquanto que para profundidade maior ter-se-á necessidade de ferramentas 
especiais (trados ou um amostrador de parede grossa). 
A amostra indeformada, geralmente de forma cúbica ou cilíndrica, deve ser 
representativa da estrutura e teor de umidade do solo, na data de sua retirada, além da 
textura e composição mineral. 
Ela é usada para se determinar às características do solo “in situ”, como os índices 
físicos, o coeficiente de permeabilidade, os parâmetros de compressibilidade e de 
resistência ao cisalhamento. 
Uma amostra indeformada pode ser obtida de diversas maneiras dependendo da 
cota da amostragem, da densidade do solo e da posição do lençol freático; assim, para 
solos moles abaixo do nível d’água será usado um amostrador de parede fina, enquanto 
que, para solos acima do nível d’água e mais densos, deve-se abrir um poço até a cota de 
interesse e retirar um bloco de solo usando uma caixa metálica ou de madeira como fôrma 
e com dimensões apropriadas ao tipo e número de ensaios a realizar. 
A NBR 9604/86 rege a abertura de poço e trincheira de inspeção em solo, com 
retirada de amostras deformadas e indeformadas. 
Na retirada, no transporte e no manuseio, de qualquer um dos dois tipos de amostras, 
devem ser tomados cuidados extras para que a amostra não sofra nenhuma avaria. 
Os equipamentos e acessórios, o procedimento da amostragem, os cuidados e o 
dimensionamento de cada uma das amostras serão descritos nos itens seguintes. 
5.3.4.1 Equipamentos e acessórios 
Î Equipamentos: trados de diversostipos e diâmetros; amostrador de 
parede grossa; caixa metálica; amostrador de parede fina; 
Î Acessórios: sacos de lona ou de plástico de diferentes tamanhos, pás, 
enxadas, picaretas, facas, espátulas, conchas; fogareiro a gás; 
parafina; tecido (tipo estopa ou similar); etiquetas; caixas de madeira, 
serragem. 
5.3.4.2 Procedimentos para a amostragem 
Para cada um dos tipos de amostras representativas o procedimento na 
amostragem será diferente. A seguir será descrita a forma de se obter uma amostra 
deformada e uma amostra indeformada em bloco, em uma camada acima do nível 
d’água. 
 
50
 
5.3.4.2.1 Amostra deformada 
Para este tipo de amostragem deve-se inicialmente, fazer uma limpeza no local de 
trabalho, retirando a vegetação superficial, raízes e qualquer outra matéria estranha ao 
solo, para só depois iniciar o processo de coleta de amostra. 
Se a cota de retirada da amostra estiver, no máximo, um metro da superfície do 
terreno pode-se fazer uma escavação, até a cota de interesse, com uma das ferramentas 
indicadas e, então fazer a coleta. 
Entre um e seis metros de profundidade pode-se usar o trado cavadeira, desde que, 
o furo não precise de revestimento. 
Para profundidade maior do que seis metros, ou quando o furo exigir tubo de 
revestimento deve-se usar o trado helicoidal. 
Quando o trabalho com o trado helicoidal se tornar difícil ou para amostragem 
abaixo do nível d’água, quando poderá se tornar pouco eficaz, pode-se utilizar um 
amostrador de parede grossa que é cravado dinamicamente no solo através de energia 
fornecida pela queda livre de um martelo. 
A sondagem a trado é regulada pela NBR 9603/86. 
 
51
 
Ensaio SPT, introduzidos entre nós há mais de 40 anos, é o mais adotado por todos os 
institutos técnicos e oficiais, e firmas particulares especializadas. O Ensaio SPT obedece os 
critérios estabelecidos na NBR 6484/01. 
O Standard Penetration Test (SPT), possui a dupla função: de medir a resistência à 
penetração e de coletar amostras que nesse caso são alteradas pelo choque e vibração 
no momento da cravação do amostrador. Este método além de econômico é rápido e 
pode ser aplicado à maioria dos solos, exceto pedregulhos. O ensaio basicamente consiste 
em introduzir o “barrilete amostrador”, que é fixado na extremidade das hastes de 
cravação e cravado 45 cm no solo, por dentro de um tubo de sondagem. A cravação é 
feita por um peso (martelo) de 65 kg, com uma altura de 75 cm de queda. 
 
 
52
5.3.4.2.2 Amostra indeformada 
A viabilidade técnica e econômica da obtenção de amostras indeformadas é 
função da natureza do solo a ser amostrado, da profundidade em que se encontra e da 
presença do nível d’água. 
Esses fatores determinam o tipo de amostrador e os recursos a utilizar. Algumas 
formações apresentam maiores dificuldades que outras no processo de extração de 
amostras indeformadas. 
Assim, a retirada de amostras indeformadas pode ser subdividida em duas classes: 
Î Amostra indeformada de superfície: a coleta de amostras é realizada 
próxima à superfície do terreno natural, ou próximas à superfície de uma 
exploração acessível, utilizando-se amostradores em que o processo de 
avanço é por aparamento (cilindros e anéis biselados ou escavações ). 
 
Uma amostra indeformada, em bloco, poderá ser retirada em diversas posições 
como mostrado na Figura a seguir: 
 
Î Amostra indeformada em profundidade: os métodos de perfuração 
para atingirem-se as profundidades desejadas são os mesmos das 
sondagens de reconhecimento. A diferença essencial entre as 
 
53
sondagens mais simples e das sondagens em questão está nos 
amostradores, sendo os mais busuais, os amostradores de parede fina, o 
amostrador de pistão, o amostrador de pistão estacionário, o 
amostrador de pistão “Osterberg” e o amostrador “Denison” ou barrilete 
triplo. 
O amostrador de parede fina mais empregado, o tipo Shelby, é composto 
basicamente de um tubo de latão ou de aço inoxidável de espessura reduzida, ligado a um 
cabeçote provido de uma válvula de esfera que permite ao ar e a água escaparem à 
medida que há a penetração da amostra 
 
O amostrador é introduzido no solo por pressão estática e constante e retirado 
quando estiver cheio. A camisa é então liberada do cabeçote, selada e enviada ao 
laboratório. Este tipo de amostrador é usado para extração de amostras em solos moles. 
5.3.4.3 Dimensionamento da amostra 
O dimensionamento da amostra a ser retirada é função do tipo e do número de 
ensaios que serão realizados, bem como, da condição atual e futura do local da 
amostragem. 
Para o dimensionamento de uma amostra deformada deve-se partir da massa de 
sólidos estimada para cada ensaio e calcular o total necessário. Para se chegar na massa 
de solo que deverá ser retirada, será preciso conhecer o teor de umidade da jazida, o que 
poderá ser feito por uma estimativa visual e táctil ou através de um processo rápido. 
Para uma amostra indeformada deve-se partir das dimensões dos corpos de prova e 
assim chegar-se ao número e às dimensões necessárias de cada bloco. 
Será preciso levar em consideração que durante a realização dos ensaios poderá 
ocorrer uma perda de material e que alguns ensaios deverão ser repetidos. Além disso, a 
condição do local após a amostragem poderá não permitir a retirada de novas amostras, 
bem como, a sua distância até o laboratório e a movimentação do pessoal e equipamento 
para a amostragem trarão custos adicionais a obra. Assim uma sobra de material no 
laboratório, desde que, não excessiva é sempre preferível a uma falta de material. 
5.3.4.3.1 Amostra deformada 
A NBR 6457/86 – “Preparação de amostras para ensaios de compactação e ensaios 
de caracterização”, indica as quantidades apresentadas na Tabela a seguir, para 
preparação de amostras para os ensaios de compactação e de caracterização, para solos 
que tenham partículas menores que 4,8mm (# 4). 
 
54
 
5.3.4.3.2 Amostra indeformada 
Para amostras indeformadas o dimensionamento está diretamente relacionado ao 
tipo e a dimensão do amostrador a ser usado no momento da coleta de amostra. 
Na amostragem de bloco, este deve ter forma cúbica com lados variando entre 20 e 
30cm, o que permitirá a retirada de 9 a 18 C. P. (corpos de prova), com 5,0 cm de diâmetro 
e 12,5 cm de altura, desde que o solo esteja em boas condições. 
O bloco não deverá ter lado menor do que 20,0 cm, pois isso diminuirá e muito o 
número de corpos de prova com as dimensões já citadas, nem deverá ter dimensão maior 
do que 30,0 cm, pois isso aumentará o seu peso, dificultando o manuseio em campo e no 
laboratório, com um risco maior de alteração estrutural. 
O solo que é retirado do bloco durante a moldagem dos corpos de prova é 
suficiente para se realizar os ensaios de classificação do solo. 
 
55
66 GGRRAANNUULLOOMMEETTRRIIAA DDOOSS SSOOLLOOSS 
 
66..11 IINNTTRROODDUUÇÇÃÃOO 
Todos os solos, em sua fase sólida, contêm partículas de diferentes tamanhos em 
proporções as mais variadas. A determinação do tamanho das partículas e suas respectivas 
porcentagens de ocorrência permitem obter a função distribuição de partículas do solo e 
que é denominada distribuição granulométrica. 
A distribuição granulométrica dos materiais granulares, areias e pedregulhos, será 
obtida através do processo de peneiramento de uma amostra seca em estufa, enquanto 
que, para siltes e argilas se utiliza à sedimentação dos sólidos no meio líquido. Para solos, 
que tem partículas tanto na fração grossa (areia e pedregulho) quanto na fração fina (silte 
e argila) se torna necessária a análise granulométrica conjunta. 
As partículas de um solo, grosso ou fino, não são esféricas, mas se usará sempre a 
expressãodiâmetro equivalente da partícula ou apenas diâmetro equivalente, quando se 
fazreferência ao seu tamanho. Para os materiais granulares ou fração grossa do solo, o 
diâmetro equivalente será igual ao diâmetro da menor esfera que circunscreve a partícula, 
enquanto que para a fração fina este diâmetro é o calculado através da lei de Stokes. 
A colocação de pontos, representativos dos pares de valores diâmetro equivalente - 
porcentagem de ocorrência, em papel semilogaritmo permite traçar a curva de 
 
56
distribuição granulométrica, conforme mostrada na Figura à seguir, onde em abscissas 
estão representados os diâmetros equivalentes e em ordenadas as porcentagens 
acumuladas retidas, à esquerda e as porcentagens que passam, à direita. 
 
66..22 CCLLAASSSSIIFFIICCAAÇÇÃÃOO DDOOSS SSOOLLOOSS BBAASSEEAADDOOSS EEMM CCRRIITTÉÉRRIIOOSS GGRRAANNUULLOOMMÉÉTTRRIICCOOSS 
Os solos recebem designações segundo as dimensões das partículas compreendidas 
entre determinados limites convencionais, conforme desenho à seguira, onde estão 
representadas as classificações adotadas pela A.S.T.M (American Society for Testing 
Materials), A.A.S.H.T.O. (American Association for State Highway and Transportation Officials), 
ABNT (Associação Brasileira de Normas Técnicas) e M.I.T (Massachusetts Institute of 
Technology). 
 
57
 
No Brasil a Associação Brasileira de Normas Técnicas (ABNT/NBR 6502/95) – 
Terminologia - Rochas e Solos define como: 
Î Bloco de rocha – Fragmentos de rocha transportados ou não, com 
diâmetro superior a 1,0 m. 
Î Matacão – fragmento de rocha transportado ou não, comumente 
arredondado por intemperismo ou abrasão, com uma dimensão 
compreendida entre 200 mm e 1,0 m. 
Î Pedregulho – solos formados por minerais ou partículas de rocha, com 
diâmetro compreendido entre 2,0 e 60,0 mm. Quando arredondados ou 
semi-arredondados, são denominados cascalhos ou seixos. Divide-se 
quanto ao diâmetro em: pedregulho fino – (2 a 6 mm), pedregulho 
médio (6 a 20 mm) e pedregulho grosso (20 a 60 mm). 
Î Areia – solo não coesivo e não plástico formado por minerais ou 
partículas de rochas com diâmetros compreendidos entre 0,06 mm e 2,0 
mm. As areias de acordo com o diâmetro classificam-se em: areia fina 
(0,06 mm a 0,2 mm), areia média (0,2 mm a 0,6 mm) e areia grossa (0,6 
mm a 2,0 mm). 
Î Silte – solo que apresenta baixo ou nenhuma plasticidade, baixa 
resistência quando seco ao ar. Suas propriedades dominantes são 
devidas à parte constituída pela fração silte. É formado por partículas 
com diâmetros compreendidos entre 0,002 mm e 0,06 mm. 
Î Argila – solo de graduação fina constituída por partículas com 
dimensões menores que 0,002 mm. Apresentam características 
marcantes de plasticidade; quando suficientemente úmido, molda-se 
facilmente em diferentes formas, quando seco, apresenta coesão 
suficiente para construir torrões dificilmente desagregáveis por pressão 
 
58
dos dedos. Caracteriza-se pela sua plasticidade, textura e consistência 
em seu estado e umidade naturais. 
66..33 PPRROOPPRRIIEEDDAADDEESS QQUUEE AAUUXXIILLIIAAMM NNAA IIDDEENNTTIIFFIICCAAÇÇÃÃOO DDOOSS SSOOLLOOSS 
Os solos são identificados por sua textura, composição granulométrica, plasticidade, 
consistência ou compacidade, citando-se outras propriedades que auxiliam sua 
identificação, como estrutura, forma dos grãos, cor, cheiro, friabilidade, presença de outros 
materiais. 
66..33..11 TTEEXXTTUURRAA 
Quanto à textura (distribuição granulométrica) os solos são classificados em grossos e 
finos. Os solos grossos são aqueles nos quais mais do que 50% dos grãos são visíveis a olho 
nu; são as areias e os pedregulhos. Os solos finos são aqueles nos quais mais do que 50 % 
das partículas são de tal dimensão, que não são visíveis a olho nu; são as argilas e os siltes. 
A experiência indica que a textura, ou seja, a distribuição granulométrica é muito 
importante nos solos grossos (granulares). Nestes solos a distribuição granulométrica pode 
revelar o comportamento referente às propriedades físicas do material. 
Para solos com grãos menores que a abertura da peneira de nº 200 (0,075mm), a 
granulometria é de pouca importância para a solução dos problemas de engenharia 
geotécnica. 
Em função da distribuição granulométrica os solos podem ser bem ou mal 
graduados. Os solos que tem seus grãos variando, preponderantemente, dentro de 
pequenos intervalos, são, portanto, solos mal graduados. Os solos que tem várias frações de 
diâmetro diferentes misturadas; são, portanto, solos bem graduados. 
Três parâmetros são utilizados para dar uma informação sobre a curva 
granulométrica: 
Î Diâmetro efetivo (D10): É o ponto característico da curva 
granulométrica para medir a finura do solo, que corresponde ao ponto 
de 10%, tal que 10% das partículas do solo possuem diâmetro inferiores a 
ele. 
Î Coeficiente de uniformidade (Cu): Dá uma idéia da distribuição do 
tamanho das partículas do solo; valores próximos de um indicam curva 
granulométrica quase vertical, com os diâmetros variando em um 
intervalo pequeno, enquanto que, para valores maiores a curva 
granulométrica irá se abatendo e aumentando o intervalo de variação 
dos diâmetros. Da mesma foram que foi definido D10 , define-se D30 e 
D60 . 
 
A representação da curva granulométrica em papel semilogaritmo apresenta 
vantagens, pois os solos com Cu, aproximadamente iguais, serão representados por curvas 
 
59
paralelas. 
 Os solos que apresentam: 
ƒ Cu < 5 são denominados uniformes; 
ƒ Cu > 15 desuniformes; 
ƒ Para valores de Cu entre 5 e 15 são denominados de 
medianamente uniformes. 
Î Coeficiente de curvatura (Cc): Dá uma medida da forma e da simetria 
da curva granulométrica e é igual a: 
 
Para um solo bem graduado, o valor do coeficiente de curvatura, deverá estar entre 
1 e 3. Portanto, a distribuição do tamanho de partículas é proporcional, de forma que os 
espaços deixados pelas partículas maiores sejam ocupados pelas menores. Para solos 
granulares há maior interesse no conhecimento do tamanho das partículas, visto que, 
algumas de suas propriedades estão relacionadas com os mesmos, o que não ocorre com 
os solos finos. 
Logo, segundo a forma da curva podemos distinguir os diferentes tipos de 
granulometria conforme pode ser observado na Figura à seguir. 
 
Na figura abaixo, estão mostradas curvas granulométricas de solos e materiais 
granulares, de alguns locais do município de Santa Maria e Região. 
 
60
 
As curvas granulométricas do exemplo anterior apresentam valores para os diâmetros 
específicos e coeficientes mostrados na tabela à seguir: 
 
De acordo com os valores indicados, a curva 5 é de solo desuniforme; enquanto que 
as demais curvas são de solos uniformes. Os solos das curvas 5 e 6 são bem graduados, os 
demais são mal graduados. 
 
61
 
 
66..33..22 CCOOMMPPAACCIIDDAADDEE 
Compacidade é a característica da maior ou menor densidade (compactação) dos 
solos granulares (não coesivos). Os solos não coesivos são as areias e pedregulhos, e 
quantitativamente a compacidade ou densidade relativa é determinada pelo grau de 
compacidade através da expressão: 
 
Em função do grau de compacidade classificam-se as areias em: 
Î Fofa (solta) 0 < GC < 1/3 
Î Medianamente compacta 1/3 < GC < 2/3 
Î Compacta 2/3 < GC < 1 
Qualitativamente correlaciona-se a compacidade de areias e siltes arenosos com a 
 
62
resistência a penetração obtida no ensaio de penetração estática (SPT). Segundo 
ABNT/NBR 7250/82, temos: 
 
66..33..33 FFOORRMMAA DDOOSS GGRRÃÃOOSS 
Quanto à forma, as partículas dos materiais granulares, pedregulhos e areias, se 
aproximam de uma esfera. A caracterização do seu tamanho através de uma medida 
linear é, suficientemente, correta. Existem tabelas que distribuem as partículas esferoidais 
em classes, de acordo com aforma de sua superfície: angular, subangular, 
subarredondado, arredondado e bem arredondado. 
A forma mais comum, das partículas dos argilo-minerais formadores dos solos 
argilosos é a laminar onde predominam duas dimensões, largura e comprimento, sobre a 
espessura. As Figuras à seguir apresentam as classes de arredondamento, as partículas de 
argila. 
 
 
63
 
 
66..44 UUSSOO DDAA GGRRAANNUULLOOMMEETTRRIIAA 
Nos solos com grãos maiores do que a peneira de nº 200 (areias e pedregulhos) a 
granulometria tem vários usos importantes. Por exemplo, os solos bem graduados, ou seja, 
com uma ampla gama de tamanho de partículas, apresentam melhor comportamento em 
termos de resistência e compressibilidade que os solos com granulometria uniforme (todas 
as partículas têm o mesmo tamanho). 
Outra finalidade da curva granulométrica é na estimativa do coeficiente de 
permeabilidade de solos de granulação grossa, especialmente no dimensionamento de 
filtros. O material fino atua como ligante dos solos. 
O conhecimento da curva granulométrica permite a escolha do material para 
utilização em bases de rodovias e aeroportos. Porém existem várias razões tanto práticas 
como teórica pelas quais, a curva granulométrica de solos finos é mais discutível que as 
correspondentes a solos granulares. Os tratamentos químicos e mecânicos que os solos 
naturais recebem antes de realizar uma análise granulométrica resultam em tamanhos 
efetivos que podem ser muito diferentes dos existentes no solo natural. 
Para execução de concreto de cimento, agregados bem graduados requerem 
 
64
menos cimento para encher os vazios e, havendo menos água por unidade de volume de 
concreto, ele será mais denso, menos permeável e apresentará maior resistência à 
alteração do que se fosse executado com agregado uniforme. Para o caso de concreto 
asfáltico usando agregado bem graduado a quantidade de asfalto a ser empregado é 
menor. 
 
 
 
65
77 PPLLAASSTTIICCIIDDAADDEE EE CCOONNSSIISSTTÊÊNNCCIIAA DDOOSS SSOOLLOOSS 
77..11 IINNTTRROODDUUÇÇÃÃOO EE CCOONNTTEEXXTTUUAALLIIZZAAÇÇÃÃOO 
Os solos que apresentam certa porcentagem da fração fina (silte e argila), não 
podem ser adequadamente caracterizados pelo ensaio de granulometria. São necessários 
outros parâmetros tais como: forma das partículas, a composição mineralógica e química e 
as propriedades plásticas, que estão intimamente relacionados com o teor de umidade. 
Define-se plasticidade como sendo a propriedade dos solos finos que consiste na 
maior ou menor capacidade de serem moldados sob certas condições de umidade. 
Segundo a ABNT/NBR 7250/82, a plasticidade é a propriedade de solos finos, de se 
submeterem a grandes deformações permanentes, sem sofrer ruptura, fissuramento ou 
variação de volume apreciável. 
As partículas que apresentam plasticidade são, principalmente, os argilo-minerais. Os 
minerais como o quartzo e o feldspato não desenvolvem misturas plásticas, mesmo que 
suas partículas tenham diâmetros menores do que 0,002mm. 
A influência do teor de umidade nos solos finos pode ser facilmente avaliada pela 
análise da estrutura destes tipos de solos. As ligações entre as partículas ou grupo de 
partículas são fortemente dependentes da distância. Portanto, as propriedades de 
resistência e compressibilidade são influenciadas por variações no arranjo geométrico das 
partículas. Quanto maior o teor de umidade implica em menor resistência. 
77..22 CCOOMMPPOOSSIIÇÇÃÃOO MMIINNEERRAALLÓÓGGIICCAA DDAASS AARRGGIILLAASS 
A argila é a fração do solo, cujas partículas apresentam um diâmetro inferior a 
0,002mm (NBR 7250) e que, em contato com a água, adquire plasticidade. A fração argila, 
no entanto, não é constituída só de partículas que apresentam plasticidade. É constituída 
de diversos tipos de partículas, que podem ser classificadas de acordo com a Tabela a 
seguir: 
 
A plasticidade de um solo é devida aos argilo-minerais, às micas e ao húmus 
existentes. O teor de argilo-minerais na fração argila dos solos é, quase sempre, muito 
superior aos de mica e de húmus e, portanto, o estudo dos argilo-minerais deve merecer 
 
66
destaque. 
77..22..11 AARRGGIILLOO--MMIINNEERRAAIISS 
Os argilo-minerais são, fundamentalmente, silicatos hidratados de alumínio, que 
apresentam plasticidade, permuta catiônica, dimensões geralmente inferiores a 2 mícron e 
forma lamelar e alongada. 
Os argilo-minerais compreendem uma grande família de minerais, que podem ser 
classificados em diversos grupos, conforme a estrutura cristalina e as propriedades 
semelhantes. Os principais grupos de argilo-minerais são os das caulinitas, ilitas e 
montmorilonitas. 
77..22..22 EESSTTRRUUTTUURRAA DDOOSS AARRGGIILLOO--MMIINNEERRAAIISS 
A estrutura dos argilo-minerais é constituída, em sua essência, de camadas de sílica e 
camadas de gibsita (hidróxido de alumínio). A unidade cristalina da sílica é um tetraedro, 
cujos vértices são ocupados por oxigênio e em cujo centro há um silício. 
A camada de sílica é formada pelos tetraedros de sílica, ligados de modo a 
constituírem uma rede de malha hexagonal. Os nós desta rede são ocupados pelo silício 
dos tetraedros de sílica. As bases dos tetraedros estão num plano e os vértices, apontados 
para a mesma direção. A camada de tetraedros de sílica pode ser assim esquematizada: 
 
A unidade cristalina da gibsita é um octaedro. Os vértices são ocupados por 
hidroxilas e o centro pelo alumínio. Convém lembrar, que o alumínio possui número de 
coordenação 6, isto é, cada átomo de alumínio pode ligar-se a 6 hidroxilas. 
 
A unidade estrutural básica das caulinitas é constituída de uma camada de 
tetraedros de sílica e de uma camada de octaedros de gibsita, onde as hidroxilas desta são 
parcialmente substituídas pelos oxigênios dos vértices dos tetraedros da camada de sílica. 
 
67
Logo, o plano comum das duas camadas é constituído por átomos de oxigênio e 
hidroxilas, sendo a ligação entre elas iônica. A unidade estrutural das caulinitas, sob o ponto 
de vista iônico, é neutra. 
A estrutura das caulinitas é formada pelo empilhamento destas unidades, sendo a 
união entre o plano de hidroxilas de uma unidade com o plano de oxigênio de outra 
unidade feita por ligações de hidrogênio. Freqüentemente, as caulinitas são constituídas de 
6 unidades estruturais, que podem ser vistas na Figura a seguir: 
 
As ligações de hidrogênio são fracas, mas suficientemente fortes para evitarem a 
penetração da água entre as unidades estruturais. Por esta razão, as caulinitas apresentam 
pequena expansão, difícil dispersão na água e baixa plasticidade. 
Como as valências livres estão apenas nas extremidades, às capacidades de 
adsorção de água e de permuta catiônica é pequena. 
As caulinitas são as argilas de maiores dimensões. O comprimento varia entre 0,3 e 4 
mícrons e a espessura, entre 0,05 e 2 mícrons. 
A unidade estrutural básica das montmorilonitas é formada de uma camada de 
octaedros de gibsita entre duas camadas de tetraedros de sílica. 
As montmorilonitas caracterizam-se por apresentarem, sempre, o alumínio das 
camadas de octaedros substituído parcialmente ou totalmente por magnésio e ferro, 
principalmente. Esta substituição origina um excesso de valências negativas na camada 
interna, que não podem ser satisfeitas por cátions, devido às camadas de tetraedros 
limítrofes. 
A estrutura das montmorilonitas caracteriza-se por apresentar moléculas de água 
entre as unidades estruturais, conforme esquema da Figura a seguir: 
 
68
 
Como a água penetra com grande facilidade entre as camadas estruturais, as 
montmorilonitas são de fácil dispersão na água, grande expansão e alta plasticidade. 
Possuem grande capacidade de adsorção de água e de permuta catiônica, 
porque, além de apresentarem ligações quebradasnas extremidades, possuem cargas 
negativas nas superfícies das unidades estruturais. As montmorilonitas são as argilas de 
menores dimensões. 
 
A unidade estrutural básica das ilitas é a mesma das montmorilonitas Apenas, nas 
ilitas, os átomos de silício das camadas de sílica são substituídos parcialmente por alumínio. 
Há, portanto, valências livres nas camadas limítrofes das unidades estruturais, que são 
neutralizadas por cátions de K, dispostos entre as unidades superpostas. 
O esquema estrutural das ilitas esta representado na Figura a seguir. O cátion K é o 
que melhor se adapta às malhas hexagonais dos planos de oxigênio das camadas de 
tetraedros de sílica e não é deslocado por outros cátions. 
 
69
 
A capacidade de adsorção de água e de permuta catiônica é devida, apenas, às 
ligações quebradas das extremidades das camadas e, portanto, é pequena. O diâmetro 
médio das ilitas varia entre 0,1 e 0,3 mícron. 
Quando, nas ilitas, a substituição do silício das camadas de tetraedros por alumínio 
for pequena, as ligações entre as unidades estruturais proporcionadas pelos cátions K 
podem ser deficientes e permitirão a entrada de água. Quando isso ocorre, as 
propriedades das ilitas se aproximam das propriedades das montmorilonitas. 
77..33 RREESSIISSTTÊÊNNCCIIAA AAOO CCIISSAALLHHAAMMEENNTTOO 
A propriedade dos solos em suportar cargas e conservar sua estabilidade, depende 
da resistência ao cisalhamento do solo; toda massa de solo se rompe quando esta 
resistência é excedida. 
Das características de resistência ao cisalhamento dependem importantes 
problemas de engenharia de solos e fundações tais como: estabilidade de taludes (aterros, 
cortes e barragens), empuxo de terra sobre paredes de contenção e túneis, capacidade 
de carga de sapatas e estacas. 
Segundo Milton Vargas, qualquer resistência do solo é redutível à sua resistência ao 
cisalhamento, a qual se desenvolve quando se tenta deformar o solo, isto é, fazer com que 
uma parte dele se movimente em relação às outras. A resistência ao cisalhamento de um 
solo se compõe basicamente de duas componentes: 
Î Coesão (c) 
Î Atrito entre as partículas (tg φ) 
Segundo a equação de COULOMB: 
τr = c + (σ-u) tgφ. 
Onde: 
 
70
Î τr resistência ao cisalhamento 
Î c coesão 
Î σ tensão normal à superfície de cisalhamento 
Î u pressão neutra na água 
Î φ ângulo de atrito interno do material 
 
Sob a denominação genérica de atrito interno, inclui-se não só o atrito físico entre 
suas partículas, como o atrito fictício proveniente do entrosamento de suas partículas. Nos 
solos não existe uma superfície nítida de contato, ao contrário, há uma infinidade de 
contatos pontuais. 
 
 
71
 
77..44 CCOOEESSÃÃOO 
Podemos conceituar coesão como a resistência que a fração argilosa empresta ao 
solo, pela qual ele se torna capaz de se manter coeso, em forma de torrões ou blocos, ou 
pode ser cortado em formas diversas e manter esta forma. Os solos que têm essa 
propriedade chamam-se coesivos. Os solos não coesivos, que são as areias e os 
pedregulhos, esboroam-se facilmente ao serem cortados ou escavados. 
De uma forma geral, poder-se-ia definir coesão como a resistência ao cisalhamento 
de um solo quando, sobre ele, não atua pressão externa alguma. Esta resistência pode ter 
causa: 
Î Na existência de um cimento natural aglutinando os grãos do solo entre 
si. Esse cimento é, em geral, constituído por grãos extremamente finos 
coagulados entre os grãos maiores, ligando-os da mesma forma que, 
no concreto, o cimento Portland aglutina o agregado. Nos solos 
residuais, o aparecimento desse cimento é notável e às vezes empresta 
ao solo resistências elevadas. 
Î Em eventual ligação entre os grãos, muito próximos uns dos outros, que 
é exercida por um potencial atrativo de natureza molecular ou coloidal. 
O potencial atrativo dos grãos coloidais exerce pressão também sobre 
a água intersticial. Forma-se assim, uma camada de água adsorvida 
(água adesiva) envolvendo os grãos. A camada de água adsorvida 
mais próxima dos grãos sofre pressões colossais (ordem de grandeza de 
20000 kg/cm2), e encontra-se em estado sólido (também é chamada 
água dura). As camadas mais distantes têm alta viscosidade mas ficam 
imobilizadas pelas forças atrativas. Essas camadas de água adsorvida 
contribuem para o aumento da ligação entre os grãos. Essa é a origem 
da chamada coesão verdadeira. No comum dos casos ela é pequena, 
mas não desprezível. Tenderá a diminuir ou anular-se quando o solo 
permanece por muito tempo em contato com as intempéries. Seu valor 
depende: da natureza mineralógica da fração argilosa; dos íons 
adsorvidos na superfície dos grãos e do espaçamento entre os grãos. 
Î Por efeito da pressão capilar na água intersticial, quando o corpo de 
prova, torrão ou camada de solo sofre um esforço de ruptura. Os grãos 
tendem a moverem-se uns em relação aos outros e, então, formam-se 
meniscos capilares entre seus pontos de contato como a figura 
 
72
ao lado. Os grãos são, neste caso, pressionados uns contra os outros 
pelo efeito da tensão superficial que age ao longo da linha de contato 
entre o grão sólido e o filme de água. É a chamada coesão aparente 
ou simplesmente coesão. 
Pode-se visualizar este fenômeno tentando-se separar duas placas de vidro entre as 
quais existe um filme d’água. Ver-se-á que aparecerá uma força que resiste a separação, 
força esta oriunda dos meniscos que se formam entre as placas. 
Quando a espessura do filme d’água é pequena, a força necessária para a 
separação é enorme e quando o filme for de grande espessura a força será pequena. No 
caso dos solos finos os espaços entre os grãos serão pequenos. Os filmes d’água terão 
pequena espessura e pressão capilar elevada. No caso das areias os espaços entre grãos 
serão grandes e as forças capilares desprezíveis. É o caso dos solos não coesivos. 
 
A coesão aparente é um efeito temporário, pois os meniscos tenderão a desfazer-se 
à medida que o movimento entre os grãos aumente e as deformações sejam muito 
grandes. Os meniscos desfazem-se, também, por efeito de saturação ou movimento da 
água intersticial. Dessa forma o efeito da capilaridade poderá ser compreendido como de 
uma pressão temporária confinante envolvendo a massa de argila. Como se verá no 
estudo da resistência ao cisalhamento dos solos, essa pressão confinante emprestará ao 
solo uma resistência ao cisalhamento, independente das pressões aplicadas, mesmo que 
não haja cimentação nem ligação de natureza molecular / coloidal entre os grãos. 
77..55 TTIIXXOOTTRROOPPIIAA 
O termo tixotropia é usado, na prática da Mecânica dos Solos, para descrever o 
 
73
restabelecimento da resistência num solo remoldado, embora em físico-química coloidal 
ele tenha um sentido pouco diferente. 
Essa recuperação só muito raramente atinge 100% do valor primitivo. 
A explicação do fenômeno seria possível admitindo-se que a remoldagem, diminui as 
distâncias entre as partículas, desequilibra o campo atrativo entre elas, levando-o a um 
estado que não é estável; quando o solo é deixado em repouso, ou sobre ele atuam 
pressões de adensamento ou trocam-se as condições coloidais do meio, à distância entre 
as partículas tende a um nível de energia de repouso que será maior que o anterior. 
Essa propriedade é muito importante nas lamas de perfuração que devem ser as 
mais líquidas possíveis durante a perfuração e o mais consistente possível quando não se 
está perfurando, a fim de evitar “blow-up”. 
77..66 CCOONNSSIISSTTÊÊNNCCIIAA DDOOSS SSOOLLOOSS 
 
77..66..11 EESSTTAADDOOSS DDEE CCOONNSSIISSTTÊÊNNCCIIAA 
No inicio do século XX, um químico sueco Albert Atterberg, realizou pesquisas sobre 
as propriedades dos solos finos (consistência). Segundo ele, os solos finos apresentam 
variaçõesde estado de consistência em função do teor de umidade. Isto é, os solos 
apresentam características de consistência diferentes conforme os teores de umidade que 
 
74
possuem. 
Há teores de umidade limite que foram definidos como limites de consistência ou 
limites de Atterberg. 
O termo consistência refere-se primariamente ao grau de resistência e plasticidade 
do solo que dependem das ligações internas entre as partículas do solo. Os solos ditos 
coesivos possuem uma consistência plástica entre certos teores limites de umidade. Abaixo 
destes teores eles apresentam uma consistência sólida e acima uma consistência liquida. 
Pode-se ainda distinguir entre os estados de consistência plástica e sólida, uma consistência 
semi-sólida. 
Uma massa de solo argiloso no estado líquido (por exemplo, lama) não possui forma 
própria e tem resistência ao cisalhamento nula. Retirando-se água aos poucos, por 
secamento da amostra, a partir de um teor de umidade esta massa de solo torna-se 
plástica, quando para um teor de umidade constante poderá ter sua forma alterada, sem 
apresentar uma variação sensível do volume, ruptura ou fissuramento. 
Continuando o secamento da amostra, atinge-se um teor de umidade no qual o solo 
deixa de ser plástico e adquire a aparência de sólido, mas ainda apresentando uma 
variação de volume para teores de umidade decrescentes, porém mantendo-se saturado, 
se encontrando no estado semi-sólido. 
Finalmente, a partir de um teor de umidade, amostra começará a secar, mas a 
volume constante, até o secamento total, tendo atingido o estado sólido. 
A Figura a seguir mostra o descrito anteriormente, lembrando que ∆V = Vo – Vf é 
igual ao volume de água da amostra, perdido por secamento, para se passar do estado 
líquido ao sólido. 
Os teores de umidade correspondentes aos limites de consistência entre sólido e 
semi-sólido; semi-sólido e plástico; e plástico e líquido ão definidos como limite de 
contração, limite de plasticidade e limite de liquidez. 
 
75
 
A plasticidade de um solo argiloso está relacionada à forma de suas partículas, e que 
é característica do argilo-mineral existente no solo. Diversos autores vêm procurando 
correlacionar os limites de consistência com os aspectos mineralógicos das argilas. 
 
77..77 DDEETTEERRMMIINNAAÇÇÃÃOO EEXXPPEERRIIMMEENNTTAALL DDOOSS LLIIMMIITTEESS DDEE CCOONNSSIISSTTÊÊNNCCIIAA 
Ainda que, os limites de liquidez e de plasticidade possam ser obtidos através de 
ensaios bastante simples, a interpretação física e o relacionamento quantitativo dos seus 
valores, com os fatores de composição do solo, tipo e quantidade dos minerais, tipo de 
cátion adsorvido, forma e tamanho das partículas, composição da água é difícil e 
complexo. 
77..77..11 LLIIMMIITTEE DDEE LLIIQQUUIIDDEEZZ ((LLLL)) 
No ensaio de limite de liquidez mede-se, indiretamente, a resistência ao cisalhamento 
do solo para um dado teor de umidade, através do número de golpes necessários ao 
deslizamento dos taludes da amostra; para um teor de umidade igual ao limite de liquidez 
foram encontrados valores iguais a 2,5 kPa, valores estes muito baixos, indicando a 
proximidade do estado líquido e sendo a maior parte desta resistência devida às forças 
atrativas entre as partículas que por sua vez estão relacionadas a atividade superficial dos 
 
76
argilo-minerais. 
O limite de liquidez de um solo é o teor de umidade que separa o estado de 
consistência líquido do plástico e para o qual o solo apresenta uma pequena resistência ao 
cisalhamento. O ensaio utiliza o aparelho de Casagrande, onde tanto o equipamento 
quanto o procedimento são normalizados (ABNT/NBR 6459/82). 
 
 
 
77
Retirando-se uma amostra do local onde o solo se uniu determina-se o teor de 
umidade, obtendo-se assim um par de valores, “teor de umidade x número de golpes”, que 
definirá um ponto no gráfico de fluência. A repetição deste procedimento para teores de 
umidade diversos, permitirá construir o gráfico apresentado anteriormente. Convencionou-
se, que no ensaio de Casagrande, o teor de umidade correspondente a 25 golpes, 
necessários para fechar a ranhura, é o limite de liquidez. 
77..77..22 LLIIMMIITTEE DDEE PPLLAASSTTIICCIIDDAADDEE 
Uma explicação para o limite de plasticidade não é tão simples, como a do limite de 
liquidez, podendo-se citar, entre outras, a que sugere que o limite de plasticidade 
corresponde a um teor de umidade do solo que para valores menores do que ele, as 
propriedades físicas da água não mais se igualam às da água livre ou de que o limite de 
plasticidade é o teor de umidade mínimo, no qual a coesão é pequena para permitir 
deformação, porém, suficientemente alta para garantir a manutenção da forma adquirida. 
Independentemente, das explicações sugeridas, o limite de plasticidade é o extremo 
inferior do intervalo de variação do teor de umidade no qual o solo apresenta 
comportamento plástico. 
O equipamento necessário à realização do ensaio é muito simples tendo-se, apenas, 
uma placa de vidro com uma face esmerilhada e um cilindro padrão com 3mm de 
diâmetro. O ensaio inicia-se rolando, sobre a face esmerilhada da placa, uma amostra de 
solo com um teor de umidade inicial próximo do limite de liquidez, até que, duas condições 
sejam, simultaneamente, alcançadas: o rolinho tenha um diâmetro igual ao do cilindro 
padrão e o aparecimento de fissuras (inicio da fragmentação). O teor de umidade do 
rolinho, nesta condição, representa o limite de plasticidade do solo. O ensaio é normalizado 
pela NBR 7180/82. 
 
 
78
77..88 LLIIMMIITTEE DDEE CCOONNTTRRAAÇÇÃÃOO ((LLCC)) 
O limite de contração é o teor de umidade que separa o estado semi-sólido do 
sólido. Uma argila, inicialmente saturada e com um teor de umidade próximo do limite de 
liquidez, ao perder água sofrerá uma diminuição do seu volume igual ao volume de água 
evaporada, até atingir um teor de umidade igual ao limite de contração. A partir deste 
valor a amostra secará a volume constante. 
 
O limite de contração é calculado pela seguinte expressão: 
 
Se o peso específico dos sólidos não é conhecido, o limite de contração pode ser 
determinado pela expressão: 
 
Onde w0 é o teor de umidade de moldagem do corpo de prova. 
77..99 ÍÍNNDDIICCEE DDEE PPLLAASSTTIICCIIDDAADDEE ((IIPP)) 
Dos diversos índices, relacionando os limites de liquidez, de plasticidade e às vezes o 
teor de umidade do solo, o mais utilizado atualmente é o índice de plasticidade. 
Fisicamente representaria a quantidade de água que seria necessário a acrescentar a um 
solo, para que ele passasse do estado plástico ao líquido. Sendo definido como a diferença 
entre o limite de liquidez e o limite de plasticidade, portanto, temos: 
 
Este índice determina o caráter de plasticidade de um solo, assim, quando maior o 
“IP”, tanto mais plástico será o solo. Sabe-se, ainda, que as argilas são tanto mais 
compressíveis quando maior for o “IP”. 
Segundo Jenkins, os solos poderão ser classificados em: 
 
79
Î Fracamente plásticos 1 < IP ≤ 7 
Î Medianamente plásticos 7 < IP ≤ 15 
Î Altamente plásticos IP > 15 
77..1100 ÍÍNNDDIICCEE DDEE CCOONNSSIISSTTÊÊNNCCIIAA ((IICC)) 
Segundo a norma ABNT/NBR 6502/80 quanto à consistência os solos finos podem ser 
subdivididos em muito moles (vazas), moles, médias, rijas e duras. Busca situar o teor de 
umidade do solo no intervalo de interesse para a utilização na prática, ou seja, entre o limite 
de liquidez e o de plasticidade. As argilas moles, médias e rijas situam-se no estado plástico; 
as muito moles no estado líquido e as duras no estado semi-sólido. 
Quantitativamente, cada um dos tipos pode ser identificado quando se tratar de 
argilas saturadas, pelo seu índice de consistência: 
 
Do seguinte modo: 
Î Muito moles IC <0 
Î Moles 0 < IC < 0,50 
Î Médias 0,50 < IC < 0,75 
Î Rijas 0,75 < IC < 1,00 
Î Duras IC > 1,00 
O índice de consistência é a relação entre a diferença do limite de liquidez para 
umidade natural e o índice de plasticidade. 
Qualitativamente, cada um dos tipos pode ser identificado do seguinte modo: 
Î Muito moles: as argilas que escorrem com facilidade entre os dedos, se 
apertadas nas mãos; 
Î Moles: as que são facilmente moldadas pelos dedos; 
Î Médias: as que podem ser moldadas pelos dedos; 
Î Rijas: as que requerem grande esforço para serem moldadas pelos 
dedos; 
Î Duras: as que não podem ser moldadas pelos dedos e que, ao serem 
submetidas o grande esforço, desagregam-se ou perdem sua estrutura 
original. 
 
80
77..1111 ÍÍNNDDIICCEE DDEE LLIIQQUUIIDDEEZZ ((IILL)) 
Esse índice é unitário para solos com teor de umidade natural igual ao limite de 
liquidez, e zero para solos que tem umidade natural igual ao limite de plasticidade. 
O índice de liquidez é indicativo das tensões vividas pelo solo ao longo de sua história 
geológica. Argilas normalmente adensadas têm índices de liquidez próximos da unidade ao 
passo que argilas pré-adensadas têm índices próximos de zero. 
Valores intermediários para o índice de liquidez são freqüentemente encontrados. 
Excepcionalmente pode exceder a unidade, como no caso das argilas extra-sensíveis ou 
pode ser negativo, como no caso das argilas excessivamente pré-adensadas. 
O índice de liquidez de um solo, IL, é expresso por: 
 
onde, 
Î w = umidade natural 
Î LL = limite de liquidez 
Î LP = limite de plasticidade 
77..1122 AATTIIVVIIDDAADDEE CCOOLLOOIIDDAALL ((AACC)) 
É a relação entre o índice de plasticidade e a porcentagem da fração argilosa 
menor que 2 microns (0,002mm). 
 
A atividade coloidal serve como indicação da maior ou menor influência das 
propriedades mineralógicas e químico-coloidal, da fração argila, nas propriedades 
geotécnicas de um solo argiloso. 
Segundo Skempton, os solos finos poderão ser classificados em: 
Î Argilas de atividade baixa Ac < 0,75 
Î Argilas de atividade normal 0,75 < Ac < 1,25 
Î Argilas de atividade alta Ac > 1,25 
77..1133 GGRRAAUU DDEE CCOONNTTRRAAÇÇÃÃOO ((CC)) 
É a razão da diferença entre os volumes inicial (Vo) e final (Vf) após a secagem da 
 
81
amostra, para o volume inicial (Vo), expressa em porcentagem: 
 
Segundo Scheidig, a compressibilidade de um solo cresce com o grau de contração, 
tem-se: 
Î Solos bons C < 5% 
Î Solos regulares 5% < C < 10% 
Î Solos sofríveis 10% < C < 15% 
Î Solos péssimos C > 15% 
77..1144 GGRRÁÁFFIICCOO DDEE PPLLAASSTTIICCIIDDAADDEE 
Resultados de pesquisas realizados por Arthur Casagrande permitiram a elaboração 
de um gráfico, que serve para a classificação de um solo segundo as suas propriedades 
plásticas. 
 
 
82
88 CCLLAASSSSIIFFIICCAAÇÇÃÃOO DDOOSS SSOOLLOOSS 
88..11 CCOONNTTEEXXTTUUAALLIIZZAAÇÇÃÃOO 
Dada a infinidade de solos que existem na natureza é necessário um sistema de 
classificação que indique características geotécnicas comuns de um determinado grupo 
de solos a partir de ensaios simples de identificação. 
Portanto, a elaboração de um sistema de classificação deve partir dos 
conhecimentos qualitativos e quantitativos existentes, ao longo do tempo ir acumulando 
informações e corrigindo distorções, até que em um mesmo grupo possam estar colocados 
solos com características semelhantes. 
No desenvolvimento de um sistema, se deve ter o cuidado para que o volume de 
informações requeridas ao usuário seja de fácil memorização, para que se torne prático. 
Estas informações poderão ser obtidas, tanto através da identificação visual e táctil como 
através de ensaios simples de laboratório. A identificação fornecerá dados para um 
conhecimento qualitativo, enquanto os ensaios de laboratório resultarão dados 
quantitativos sobre o solo. 
Conclui-se que a classificação dos solos permite resolver alguns problemas simples e 
serve de apoio na seleção de um dado solo quando se podem escolher vários materiais a 
serem utilizados. 
A seguir, serão descritos o Sistema Unificado de Classificação dos Solos, o Sistema 
H.R.B., eClassificação Táctil e Visual 
88..22 SSIISSTTEEMMAA UUNNIIFFIICCAADDOO DDEE CCLLAASSSSIIFFIICCAAÇÇÃÃOO DDOOSS SSOOLLOOSS 
Este sistema é oriundo do Airfield Classification System idealizado por Arthur 
Casagrande, e inicialmente utilizado para classificação de solos para construção de 
aeroportos, e depois expandido para outras aplicações, e normalizado pela American 
Society for Testing and Materials (ASTM). 
Os solos neste sistema são classificados em solos grossos, solos finos e altamente 
orgânicos. 
Para a fração grossa, foram mantidas as características granulométricas como 
parâmetros mais representativos para a sua classificação, enquanto que para fração fina, 
Casagrande optou por usar os limites de consistência, por serem parâmetros mais 
importantes do que o tamanho das partículas. 
Cada tipo de solo terá um símbolo e um nome. Os nomes dos grupos serão 
simbolizados por um par de letras. Onde o prefixo é uma das subdivisões ligada ao tipo de 
solo, e o sufixo, às características granulométricas e à plasticidade. 
 
83
 
Na Tabela à seguir, nas duas últimas colunas, estão indicados os símbolos de cada 
grupo e seus respectivos nomes, bem como uma série de observações necessárias a 
classificação do solo. 
88..22..11 SSOOLLOOSS GGRROOSSSSOOSS 
Os solos grossos ou granulares são os que possuem partículas menores que 75mm e 
que tenham mais do que 50% de partículas com tamanhos maiores do que 0,075mm (# 
200). 
Uma subdivisão separa os solos grossos em pedregulhos, quando mais do que 50% da 
fração grossa tem partículas com tamanho maior do que 4,8mm (retido na # 4), e areias, 
quando uma porcentagem maior ou igual, destas partículas, tem tamanho menor que 
4,8mm (passa na # 4). 
Sempre que as porcentagens de finos estiver entre 5 e 12%, o solo deverá ser 
representado por um símbolo duplo, sendo o primeiro o do solo grosso (GW, GP, SW, SP), 
enquanto que o segundo símbolo dependerá da região onde se localizar o ponto 
representativo dos finos desse solo. 
Para porcentagens de finos, maior do que 12%, e classificados como CL-ML resultará 
em um símbolo duplo para o solo grosso, GC-GM se for pedregulho ou SC-SM se for areia. 
As Tabelas a seguir, mostram os fluxogramas necessários à classificação dos solos 
grossos. 
 
84
 
 
 
 
85
88..22..22 SSOOLLOOSS FFIINNOOSS 
Nesta divisão, foram colocados os solos que tem uma porcentagem maior ou igual a 
50%, de partículas com tamanho menor do que 0,075mm (passando na # 200). Estes solos, 
siltes e argilas, foram inicialmente separados em função do limite de liquidez: menor que 
50% e maior ou igual a 50%. 
Cada uma destas subdivisões leva em conta a origem inorgânica ou orgânica do 
solo. Para a definição de origem orgânica deverão ser realizados dois ensaios de limite de 
liquidez: um com o solo secado em estufa, (LL)s, e o outro nas condições naturais, (LL)n. Se a 
relação (LL)s/(LL)n < 0,75 o solo deverá ser considerado orgânico. 
Quando da proposição inicial do sistema de classificação por Casagrande, foi 
introduzido o gráfico de plasticidade, montado a partir dos limites de consistência dos solos 
finos. Com a revisão do sistema foram introduzidas algumas modificações, resultando o 
gráfico mostrado a seguir. 
 
Nele, os grupos estão distribuídos em cinco regiões, sendo a linha “A” separadora dos 
solos argilosos inorgânicos (CL, CH) dos siltosos inorgânicos (ML, MH). A linha vertical LL = 50% 
separa os solos de alta plasticidade (MH, CH) dos de baixa plasticidade (ML, CL). Os solos 
orgânicos podem se situar, tantoacima quanto abaixo da linha “A”; as argilas orgânicas 
serão representadas por pontos situados sobre ou acima dessa linha, enquanto, os siltes 
orgânicos estarão abaixo. A quinta região é a hachurada, onde o solo deverá ter o símbolo 
duplo, CL-ML, representando solos LL < 50% e 4 ≤ IP ≤ 7. O gráfico de plasticidade deverá ser 
usado na classificação, tanto dos solos finos quanto da fração fina dos solos grossos. 
 
86
Na última revisão do SUCS foi introduzida, a linha “U” para ajudar na avaliação dos 
resultados dos ensaios de limites de consistência, visto que ela deve representar um limite 
superior empírico para os solos naturais. Qualquer ponto que venha se situar acima dessa 
linha deve ter os resultados dos ensaios verificados. A linha “U”, tanto quanto a linha “A”, é 
quebrada, iniciando-se na vertical para LL = 16% até IP = 7% e a partir desse ponto tem a 
equação: IP = 0,9 . (LL - 8). 
 
 
87
 
 
88
 
Î 1: Válido para material passando na peneira de 75mm abertura 
Î 2: Se a amostra contém seixos e matacões acrescentar “com seixos e 
matacões”, ao nome do grupo para Pp,200 entre 5 - 12% exigem 
símbolo duplo. 
Î 3: Pedregulhos 
ƒ GW – CH: Pedregulho bem graduado com silte 
ƒ GW – GC: Pedregulho bem graduado com argila 
ƒ GP – GH: Pedregulho mal graduado com silte 
ƒ GP – GC: Pedregulho mal graduado com argila 
Î 4: Areias 
ƒ SW – SH: Areia bem graduada com silte 
ƒ SW – SC: Areia bem graduada com argila 
 
89
ƒ SP – SH: Areia mal graduada com silte 
ƒ SP – SC: Areia mal graduada com argila 
Î 5: Se % Areia ≥ 15, acrescentar “com areia” 
Î 6: Se finos: CL – ML, usar símbolo duplo: GC – GH; SC – SH 
Î 7: Se finos são orgânicos, acrescentar, “com finos orgânicos” 
Î 8: Se % Pedregulho ≥ 15%, acrescentar “com pedregulhos” 
Î 9: Se pontos estão na área hachurada, é CL – ML (argila-siltosa) 
Î 10: Se Pr,200: 15-29%, por “com areia” ou “com pedregulho”, 
ƒ Se Pr,200 ≥ 30%: 11: % pedregulho < 15%, acrescentar arenoso 
Î 12: % areia < 15%, acrescentar pedregulho 
Î 13: Para IP > 4%, e pontos sobre ou acima da linha A 
Î 14: Para IP < 4% ou pontos abaixo da linha A 
Î 15: Para pontos sobre ou acima da linha A 
Î 16: Para pontos abaixo da linha A 
88..33 SSIISSTTEEMMAA HH..RR..BB.. 
A Classificação H.R.B (Highway Research Board) ou A.A.S.H.O. (American Association 
State Highway Officials) fundamenta-se na granulometria, limite de liquidez e índice 
de plasticidade dos solos, sendo proposta para ser utilizada na área de estradas. 
A Tabela a seguir apresenta esta classificação, onde os solos estão reunidos por 
grupos e subgrupos. 
 
Um parâmetro adicionado nesta classificação é o índice de grupo (IG), que é um 
número inteiro variando de 0 a 20. O índice de grupo define a capacidade de suporte do 
terreno de fundação de um pavimento. Os valores extremos do “IG” representam solos 
ótimos para IG = 0 e solos péssimos para IG = 20. Portanto, este índice estabelece uma 
ordenação dos solos dentro de um grupo, conforme suas aptidões, sendo pior o solo que 
apresentar maior “IG”. 
A determinação do índice de grupo baseia-se nos limites de Atterberg (LL e IP) do 
solo e na porcentagem de material fino que passa na peneira número 200 (0,075mm). Seu 
valor é obtido utilizando a seguinte expressão: 
 
90
 
onde: 
Î a = porcentagem do solo que passa na peneira nº 200 menos 35%. Se o 
valor de “a” for negativo adota-se zero, e se for superior 40, adota-se 
este valor como limite máximo. 
ƒ a = Pp,200 - 35% (0 - 40). 
Î b = porcentagem do solo que passa na peneira nº 200 menos 15%. %. Se 
o valor de “b” for negativo adota-se zero, e se for superior 40, adota-se 
este valor como limite máximo. 
ƒ b = Pp,200 - 15% (0 - 40) 
Î c = valor do limite de liquidez menos 40%. Se o valor de “c” for negativo 
adota-se zero, e se for superior a 20, adota-se este valor como limite 
máximo. 
ƒ c = LL - 40% (0 - 20) 
Î d = valor do índice de plasticidade menos 10%. Se o valor de “d” for 
negativo adota-se zero, e se for superior a 20, adota-se este valor como 
limite máximo. 
ƒ d = IP - 10% (0 - 20) 
Os solos são classificados em sete grupos, de acordo com a granulometria (peneiras 
de nº 10, 40, 200) e de conformidade com os intervalos de variação dos limites de 
consistência e índice de grupo. 
De acordo com a Tabela a seguir os solos se dividem em dois grupos: solos grossos 
(quando a % passante na peneira nº 200 é inferior a 35%) e solos finos (quando a % passante 
na peneira nº 200 é superior a 35%). A classificação é feita da esquerda para a direita do 
quadro apresentado. 
 
91
 
 
 
 
 
92
99 BBIIBBLLIIOOGGRRAAFFIIAA 
 
Î BADILLO, E.J.; RODRIGUES, A.R. Mécanica de suelos. México 1969. 
Î CAPUTO, H.P. Mecânica dos solos e suas aplicações. Ao livro técnico. 3 
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