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Geologia aplicada a engenharia

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Geologia aplicada a engenharia

  1. 1. A-PDF Merger DEMO : Purchase from www.A-PDF.com to remove the watermark GEOLOGIA DE ENGENHARIA 2. PROPRIEDADES DOS MINERAIS E ROCHAS 2.1 Introdução Todos os processos geológicos estão de certa maneira dependentes das propriedades dos minerais e rochas. Erupções vulcânicas, movimentos tectónicos, os efeitos das acções de erosão e alteração, e mesmo as vibrações sísmicas, envolvem sempre determinadas características dos minerais e rochas. Consequentemente, um conhecimento básico dos materiais constituintes da terra é essencial para a compreensão de todos os fenómenos geológicos. A classificação geológica dos terrenos inclui sempre alguma informação básica sobre o comportamento a esperar destes em relação à implantação de obras de Engenharia Civil. 2.2 Minerais O termo mineral pode ter vários significados consoante a formação da pessoa que o utiliza. De facto os minerais são substâncias por vezes muito comuns. As areias e outros solos são dois exemplos comuns de substâncias compostas essencialmente por minerais. Um mineral é qualquer substância sólida inorgânica. Cada mineral tem uma estrutura química definida que lhe confere um conjunto único de propriedades físicas. A rocha, por contraste, pode ser definida simplesmente como um agregado de um ou mais minerais. O termo agregado significa que os minerais se apresentam misturados mas mantendo as suas propriedades individuais. Apesar da maioria das rochas serem compostas por mais de um mineral, alguns minerais podem apresentar-se em grandes quantidades impuras. Nestas circunstâncias são considerados como rochas. Um exemplo comum é o mineral calcite que frequentemente é o constituinte principal de grandes unidades rochosas que são os calcários. Actualmente são conhecidos mais de quatro mil minerais. Só algumas dezenas são mais abundantes e constituem a maioria dos minerais que formam as rochas. Os minerais são sólidos formados por processos não orgânicos. A maior parte dos minerais possui uma estrutura ordenada de átomos (estrutura cristalina) e uma composição química particular correspondente a um conjunto definido de características. Para a identificação de um mineral são observadas determinadas propriedades físicas que, em geral, não necessitam a utilização de meios PROPRIEDADES DOS MINERAIS E ROCHAS 2.1
  2. 2. GEOLOGIA DE ENGENHARIA sofisticados. Entre as propriedades de um mineral constituinte de uma determinada rocha algumas podem ter uma influência directa nas propriedades desta. Nos minerais, e também nas rochas, as propriedades podem ser vectoriais ou escalares conforme dependem ou não da direcção em que são medidas ou observadas. A dureza, a clivagem, a resistência à compressão são exemplos de propriedades vectoriais enquanto que o peso volúmico e a porosidade são propriedades escalares. As propriedades vectoriais podem ser contínuas (ex. resistência à compressão) ou descontínuas (ex. clivagem). Relativamente às propriedades direccionais contínuas, se um mineral ou rocha apresentar sempre o mesmo valor para uma determinada propriedade independentemente da direcção em que esta é medida o material diz-se isotrópico para essa propriedade. Pelo contrário, se houver uma direcção em que a propriedade apresenta um valor máximo e outra em que o valor observado é mínimo o material diz-se anisotrópico. Além das propriedades dos minerais referidas em seguida existem outras que não têm um interesse e influência directa na Engenharia Civil (características de luminosidade, eléctricas e magnéticas por exemplo). 2.2.1 Forma Cristalina A maior parte dos minerais não exibe uma forma cristalina, tal como a representada em dois exemplares da Figura 2.1 para o mineral quartzo, que reflecte externamente o arranjo interno dos átomos constituintes. A razão é porque a maior parte dos cristais forma-se num espaço sem as condições óptimas necessárias para o crescimento destes resultando num aglomerado sem uma geometria definida embora a matéria continue a ser toda cristalina. Figura 2.1 − Vários aspectos físicos do mesmo mineral (quartzo). 2.2 PROPRIEDADES DOS MINERAIS E ROCHAS
  3. 3. GEOLOGIA DE ENGENHARIA 2.2.2 Cor A cor é uma propriedade óbvia de um mineral mas não é muito adequada à sua identificação. Alguns minerais podem apresentar cores variadas resultantes da inclusão de impurezas na sua estrutura cristalina. O quartzo apresenta cores que vão deste o branco ao negro, passando pelo verde, rosado e púrpura. Outros minerais apresentam uma cor que não varia significativamente. Os minerais de brilho metálico, por exemplo, apresentam na sua grande generalidade, cores constantes e definidas, facilitando a sua identificação. A cor de um mineral deve ser observada numa superfície recente, uma vez que pode sofrer alterações. 2.2.3 Risca A risca ou traço de um mineral é a cor do pó desse mineral. Enquanto a cor dum mineral pode variar o mesmo já não acontece tão frequentemente com a cor do seu pó pelo que esta pode ser utilizada como característica de identificação. Minerais que macroscopicamente apresentam cores idênticas podem apresentar cores de traço absolutamente distintas, pelo que podem ser diferenciados através desta propriedade. De um modo geral, os minerais de brilho metálico ou submetálico produzem traços pretos ou de cor escura enquanto que os minerais de brilho não-metálico produzem traços incolores ou de cores claras. 2.2.4 Brilho Define-se o brilho como a aparência ou qualidade da luz reflectida pela superfície do mineral. Consideram-se três tipos fundamentais de brilho: · Brilho metálico − característico dos minerais opacos, ou quase opacos, e que têm a aparência brilhante de um metal; as superfícies destes minerais são bastante reflectoras; · Brilho não-metálico − característico de substâncias transparentes ou translúcidas e sem a aparência brilhante de um metal; no brilho não-metálico incluem-se, entre outros, os seguintes tipos de brilho: vítreo, resinoso, nacarado e gorduroso. 2.2.5 Clivagem A ruptura de alguns minerais ocorre, preferencialmente, segundo superfícies planas e brilhantes. A esta propriedade dá-se o nome de clivagem e aos planos, segundo os quais ela ocorre, planos de clivagem. Estes correspondem a planos de fraqueza na estrutura cristalina desses minerais, ou seja, correspondem a planos reticulares entre os quais as forças de ligação são fracas. PROPRIEDADES DOS MINERAIS E ROCHAS 2.3
  4. 4. GEOLOGIA DE ENGENHARIA 2.2.6 Fractura Designa-se por fractura ao modo pelo qual um mineral se rompe quando a ruptura não ocorre ao longo de superfícies de clivagem. As superfícies de fractura não correspondem, ao contrário das superfícies de clivagem, a planos reticulares da estrutura do mineral, mas sim a superfícies que os intersectam e segundo as quais as ligações químicas são mais fracas. 2.2.7 Dureza A dureza é uma propriedade importante dos minerais uma vez que cada mineral apresenta valores característicos, facilmente determináveis. Podemos definir dureza como sendo a resistência que um mineral oferece ao ser riscado por outro ou por um objecto. A dureza também depende da estrutura interna do cristal (tal como as outras propriedades físicas), isto é, quanto mais fortes forem as ligações químicas mais duro é o mineral. A dureza é uma propriedade geologicamente importante uma vez que traduz a facilidade ou dificuldade com que um mineral se desgasta quando submetido à acção abrasiva da água, do vento e do gelo nos processos de erosão e transporte. Em 1822, Friedrich Mohs, um mineralogista alemão, imaginou uma escala de dureza baseada na capacidade de um mineral riscar outro. A escala de Mohs (Tabela 2.1), composta por dez minerais de dureza conhecida, permite determinar a dureza relativa de um mineral, mediante a facilidade ou dificuldade com que é riscado por outro. 2.2.8 Peso volúmico e densidade A densidade relativa indica quantas vezes um material é mais pesado do que um igual volume de água a 4º C. Se um mineral tem densidade relativa 2, isto significa que ele pesa duas vezes mais que o mesmo volume de água. O peso volúmico ou peso específico (ver exemplos para minerais na Tabela 2.2) define-se como o peso por unidade de volume e será referido adiante com mais detalhe como propriedade das rochas. 2.3 O ciclo das rochas As rochas estão todas envolvidas num ciclo de transformação que se pode repetir indefinidamente. O ciclo das rochas (Figura 2.2) é um meio de visualizar a origem dos três tipos básicos de rochas e o modo como os vários processos geológicos transformam um tipo de rocha noutro diferente. O conceito do ciclo das rochas pode ser considerado como a base da geologia física. As setas na Figura 2.2 indicam os processos químicos e físicos e as caixas representam os materiais da terra. 2.4 PROPRIEDADES DOS MINERAIS E ROCHAS
  5. 5. GEOLOGIA DE ENGENHARIA Tabela 2.1: Escala de Mohs. Mineral Dureza Talco 1 Gesso 2 Calcite 3 Fluorite 4 Apatite 5 Felspato 6 Quartzo 7 Topázio 8 Corindo 9 Diamante 10 Tabela 2.2: Pesos volúmicos de minerais. Mineral g (kN/m3) Biotite 27,5-31,4 Calcite 26,7 Caulinite 25,5 Feldspato 25,0-27,1 Gesso 22,8 Halite 21,2 Hematite 51,6 Moscovite 27,1-28,2 Pirite 49,2 MAGMA Arrefecimento e solidificação Fusão Rocha Ígnea Rocha Metamórfica Erosão, transporte e deposição Sedimentos Pressão e temperatura Rocha Sedimentar Pressão e temperatura Erosão, transporte e deposição Erosão, transporte e deposição Cimentação e compactação (litificação) Figura 2.2 − O ciclo das rochas. PROPRIEDADES DOS MINERAIS E ROCHAS 2.5
  6. 6. GEOLOGIA DE ENGENHARIA O primeiro tipo de rochas, designadas como ígneas (formadas pelo fogo), origina-se quando um material no estado líquido chamado magma arrefece e solidifica. Este processo chamado cristalização pode ocorrer muito abaixo da superfície da terra ou, no seguimento de uma erupção vulcânica, à superfície desta. Em profundidade o arrefecimento é normalmente lento enquanto que à superfície é rápido. As rochas ígneas resultantes têm assim características diferentes. Quando as rochas ígneas ficam expostas à superfície da terra podem sofrer processos de alteração e erosão que vão lentamente desagregando e decompondo as rochas. Os materiais resultantes podem ser transportados por vários meios (gravidade, água, glaciares, vento e ondas) constituindo os sedimentos. A partir do momento em que são depositados, normalmente em camadas horizontais (no oceano, por exemplo), irão sofrer um processo de litificação (conversão para rocha). Os sedimentos são litificados pela compactação resultante do peso das camadas superiores e pela cimentação resultante da precipitação de matéria mineral transportada pela água de percolação que preenche os poros. As rochas sedimentares resultantes encontram-se assim profundamente enterradas podendo ser envolvidas em processos tectónicos de formação de montanhas ou ser submetidas a grandes pressões e temperaturas. As rochas sedimentares irão sofrer as consequências da sua alteração de ambiente e transformar-se em outros tipos de rochas (rochas metamórficas). Eventualmente as rochas metamórficas poderão ser submetidas a pressões e temperaturas ainda maiores, fundindo e constituindo outra vez magma fechando, assim, o ciclo das rochas. O percurso indicado pelo círculo não é necessariamente o percurso seguido na transformação das rochas em tipos diferentes. As rochas ígneas, antes de serem expostas a processos de erosão e alteração à superfície, podem ser submetidas a pressões e temperaturas em profundidades maiores e transformar-se em rochas metamórficas. Por outro lado, rochas metamórficas e sedimentares podem ser expostas à superfície a processos de erosão e transformar-se em sedimentos de onde podem resultar novas rochas sedimentares. Ao estudar as características dos três tipos de rochas é importante ter sempre em consideração o ciclo das rochas. Estas podem parecer que são grandes massas imutáveis quando na realidade não o são. As modificações demoram geralmente períodos de tempo que ultrapassam na maior parte dos casos a escala humana de tempo. 2.4 Rochas ígneas As rochas ígneas formam-se quando o magma arrefece e cristaliza. Esta rocha fundida, com origem a profundidades até 200 km no interior da Terra, compõe-se de elementos encontrados nos minerais do tipo silicatos e de alguns gases, sobretudo vapor de água, todos confinados no magma pela pressão das rochas confinantes. Como a massa magmática é menos densa que os maciços de rochas circundantes força o seu movimento em direcção à superfície podendo escapar-se de modo violento produzindo uma erupção vulcânica (Figura 2.3). O material expelido durante uma erupção vulcânica 2.6 PROPRIEDADES DOS MINERAIS E ROCHAS
  7. 7. GEOLOGIA DE ENGENHARIA pode ser acompanhado pela libertação de gases devido à diminuição de pressão à superfície originando explosões por vezes muito violentas. Acompanhando a projecção de blocos rochosos a erupção pode gerar o derrame de grandes quantidades de lava, cuja composição é semelhante à do magma mas sem a maior parte dos componentes gasosos. Figura 2.3 − Erupção vulcânica. A rocha resultante da solidificação da lava é classificada como extrusiva ou vulcânica, sendo o basalto o exemplo mais conhecido. Quando o magma não alcança a superfície pode eventualmente solidificar e cristalizar em profundidade, num processo bastante mais lento formando uma massa sólida de cristais imbricados entre si. As rochas ígneas produzidas deste modo são chamadas intrusivas ou plutónicas, das quais o granito é o exemplo mais abundante (Figura 2.4), e só aparecem à superfície após a actuação de movimentos tectónicos e a acção de processos de erosão das camadas de rochas superiores. Quando a solidificação do magma se verifica em profundidades intermédias, formando filões, as rochas resultantes designam-se por hipoabissais (exemplo do dolerito). A velocidade do arrefecimento do magma vai originar cristais de diferentes tamanhos. Um arrefecimento lento produz cristais de grandes dimensões enquanto que um arrefecimento rápido irá originar uma massa rochosa formada por cristais de pequenas dimensões, por vezes impossíveis de observar sem meios de ampliação. Quando o arrefecimento é extremamente rápido não há formação de cristais formando-se uma matéria sólida sem estrutura cristalina (matéria amorfa). PROPRIEDADES DOS MINERAIS E ROCHAS 2.7
  8. 8. GEOLOGIA DE ENGENHARIA Figura 2.4 − Formação característica dos maciços graníticos (Serra da Estrela). 2.4.1 Textura e composição mineral Existe uma grande variedade de rochas ígneas que se diferenciam com base na sua textura e composição mineral. O termo textura, quando aplicado a rocha ígneas, é usado para descrever a aparência geral da rocha com base no tamanho e disposição dos seus cristais interligados. A textura é uma característica muito importante da rocha porque pode revelar informação qualitativa importante sobre o ambiente em que a rocha foi formada e sobre as suas propriedades, como por exemplo, a resistência e deformabilidade. Quando grandes massas de magma solidificam a grande profundidade formam-se rochas ígneas com uma textura de grãos grossos (Figura 2.5.a). A sua aparência é de um agregado de cristais interligados com tamanho suficiente para serem identificados individualmente por simples observação (textura fanerítica). As rochas ígneas formadas à superfície ou em pequenas bolsas magmáticas a pouca profundidade têm um arrefecimento rápido originando uma textura de grãos finos por vezes impossíveis de diferenciar sem recorrer a observação microscópica (textura afanítica e Figura 2.5.b). Para ter uma ideia das diferentes velocidades de arrefecimento do magma, uma rocha vulcânica pode formar-se em alguns minutos enquanto que uma rocha plutónica pode resultar do arrefecimento de uma grande massa de magma durante milhares de anos. Nem todos os minerais componentes do magma cristalizam à mesma velocidade. Alguns podem já ter um certo tamanho quando outros iniciam a sua cristalização. Por exemplo quando o magma aflora à superfície pode já conter alguns cristais levando assim a massa ainda líquida a arrefecer mais rapidamente originando uma rocha com uma textura particular de cristais grandes envolvidos por uma matriz de cristais mais pequenos (textura porfirítica). 2.8 PROPRIEDADES DOS MINERAIS E ROCHAS
  9. 9. GEOLOGIA DE ENGENHARIA (a) (b) Figura 2.5 − (a) Granito – Textura de grãos grossos (fanerítica); (b) Riolito – Textura de grão muito fino (afanítica). 2.4.2 Classificação das rochas ígneas As rochas ígneas são classificadas, ou agrupadas, com base na sua textura e composição mineral. As várias texturas ígneas resultam dos diferentes padrões de arrefecimento enquanto que a composição mineral de uma rocha ígnea depende dos componentes do magma inicial e do ambiente de cristalização. As rochas do lado direito da Tabela 2.3 são compostas por determinados minerais cuja cristalização se dá em primeiro lugar. O seu alto conteúdo em ferro e magnésio faz com que tenham uma cor escura e uma maior densidade que outras rochas. O basalto é a rocha ígnea extrusiva mais comum. As ilhas dos Açores, com excepção de Santa Maria, são todas constituídas principalmente por basaltos. No lado esquerdo da Tabela 2.3 estão as rochas ígneas com minerais que são os últimos a cristalizar. O granito é a rocha ígnea intrusiva mais comum, em parte pela sua abundância e pelo seu uso generalizado na construção e decoração. O granito está geralmente associado aos processos tectónicos ligados à formação de montanhas. Por ser mais resistente à erosão e alteração que as outras rochas forma frequentemente o núcleo principal das cadeias montanhosas. É importante notar que duas rochas podem ter a mesma composição mineral mas texturas diferentes. O granito, rocha intrusiva de grão grosso, tem o seu equivalente vulcânico no riolito, rocha de grão muito fino. Existe uma grande variedade de rochas entre as de composição granítica e basáltica, das quais se referem alguns exemplos na Tabela 2.3. PROPRIEDADES DOS MINERAIS E ROCHAS 2.9
  10. 10. GEOLOGIA DE ENGENHARIA Tabela 2.3: Rochas ígneas mais comuns. Félsico (granítico) Intermédio (andesítico) Máfico (basáltico) Ultramáfico Intrusivo (grão grosso) Extrusivo (grão fino) Granito Riolito Diorito Andesito Gabro Basalto Peridotito — Composição Mineral Quartzo Feldspato potássico Feldspato sódico Hornblenda Feldspato sódico Feldspato cálcico Feldspato cálcico Piroxena Olivina Piroxena Componentes Minerais Secundários Moscovite Biotite Hornblenda Biotite Piroxena Olivina Hornblenda Feldspato cálcico Notas: Félsico – grupo de minerais de cor clara; o nome vem de feldspato, feldspatóide e sílica; Máfico – com minerais ferromagnesianos de cor escura; biotite, piroxena, hornblenda. 2.5 Rochas sedimentares Os materiais resultantes dos processos erosivos constituem a base para a formação das rochas sedimentares. A palavra sedimentar ilustra a natureza destas rochas uma vez que significa o resultado do processo de deposição dos sedimentos em suspensão ou transportados por um fluido, normalmente a água. Os geólogos estimam que as rochas sedimentares constituem apenas 5% da camada exterior de 16 km de espessura da Terra. No entanto a importância deste grupo de rochas é muito maior do que aquela que esta percentagem poderia indicar. A maioria de formações rochosas à superfície são de natureza sedimentar (cerca de 75%) o que está relacionado com o facto de os sedimentos se acumularem à superfície da terra (Figura 2.6). Como as rochas sedimentares têm a sua origem na deposição sucessiva de camadas horizontais de sedimentos apresentam-se normalmente em estratos cuja inclinação varia consoante a acção de movimentos tectónicos ao longo da vida geológica das formações. É de referir que muitas rochas sedimentares têm uma grande importância económica. O carvão, por exemplo, é classificado como uma rocha sedimentar. O petróleo e o gás natural são também encontrados em associação com outras rochas sedimentares tais como por exemplo o sal-gema. 2.10 PROPRIEDADES DOS MINERAIS E ROCHAS
  11. 11. GEOLOGIA DE ENGENHARIA 2.5.1 Litificação A litificação inclui os processos que transformam sedimentos não consolidados em rochas sedimentares sólidas. Um dos processos mais comuns é a compactação, ou seja a acção do peso das camadas de sedimentos suprajacentes. À medida que os sedimentos são comprimidos pelo peso das camadas superiores há uma redução considerável do volume dos poros. Com o peso de milhares de metros de outras camadas a actuar durante milhares de anos originam-se as rochas sedimentares dispostas em estratos originariamente horizontais. A compactação tem um efeito maior sobre sedimentos de partículas finas como as argilas originando, por exemplo, os xistos argilosos. Alguns maciços de rochas sedimentares podem apresentar estratificação entrecruzada resultante de períodos de sedimentação espaçados no tempo e de acidentes tectónicos (ex. falhas) (Figura 2.7). A cimentação constitui outro processo importante através do qual os sedimentos se transformam em rochas sedimentares. O material de cimentação pode ser transportado pela percolação de água através dos poros existentes entre as partículas dos sedimentos. Com o tempo, o cimento vai precipitando sobre os grãos preenchendo os vazios e criando ligações físicas entre as partículas. Calcite, sílica e óxido de ferro são alguns dos cimentos mais comuns. A identificação do tipo de cimento é relativamente fácil de fazer: a calcite reage com o ácido clorídrico, a sílica é o cimento mais duro e o óxido de ferro confere uma cor alaranjada ou vermelha à rocha. Figura 2.6 − Maciço de rochas sedimentares (Baleal, Peniche). PROPRIEDADES DOS MINERAIS E ROCHAS 2.11
  12. 12. GEOLOGIA DE ENGENHARIA Figura 2.7 − Maciço sedimentar com estratificação entrecruzada (La Corniche, Beirute). 2.5.2 Classificação das rochas sedimentares Os materiais que se acumulam como sedimentos têm duas origens principais. Os sedimentos podem ser acumulações de materiais resultantes dos processos erosivos e transportados na forma de partículas. As rochas sedimentares são neste caso chamadas de detríticas. O segundo grande grupo de origem dos sedimentos corresponde aos materiais produzidos por precipitação química, de origem inorgânica ou orgânica. São as chamadas rochas sedimentares químicas. 2.5.2.1 Rochas sedimentares detríticas Embora exista uma grande variedade de minerais e fragmentos de rochas na composição das rochas detríticas os principais componentes são minerais de argila e quartzo. Os minerais de argila são o produto mais abundante resultante da alteração dos minerais do grupo dos silicatos, especialmente os feldspatos. Por outro lado o quartzo deve a sua grande abundância ao facto de ser muito resistente, tanto do ponto de vista mecânico como químico. O tamanho das partículas é a característica principal que permite distinguir os vários tipos de rochas sedimentares detríticas (Figura 2.8 e Tabela 2.4). O tamanho das partículas de uma rocha detrítica pode ser usualmente correlacionado com a energia do meio de transporte dos sedimentos. As correntes de água e vento distribuem as partículas por tamanhos: quanto maior for a força da corrente maior será o tamanho das partículas. Os cascalhos são transportados por correntes de rios, ondas, deslizamentos de terrenos e glaciares. Uma menor energia é necessária para transportar as areias, nomeadamente correntes de água com menor 2.12 PROPRIEDADES DOS MINERAIS E ROCHAS
  13. 13. GEOLOGIA DE ENGENHARIA velocidade e ventos (formação de dunas). Os siltes e areias depositam-se de modo lento e as acumulações destes materiais estão normalmente associadas com águas paradas de lagos, lagoas, pântanos e ambientes marinhos profundos. (a) (b) (c) (d) Figura 2.8 − Rochas sedimentares detríticas comuns: (a) Conglomerado − Pudim; (b) Conglomerado − Brecha; (c). Arenito; (d). Xisto argiloso. Tabela 2.4: Classificação do tamanho das partículas das rochas detríticas. Nome do Sedimento Diâmetro (mm) Rocha Detrítica Cascalho > 2 mm Conglomerado: Pudim e Brecha Areia 2 – 0,06 mm Arenito Silte 0,06 – 0,002 mm Siltito Argila < 0,002 mm Argilito PROPRIEDADES DOS MINERAIS E ROCHAS 2.13
  14. 14. GEOLOGIA DE ENGENHARIA 2.5.2.2 Rochas sedimentares químicas Em contraste com as rochas detríticas, formadas a partir de grãos sólidos resultantes da erosão e alteração de rochas, os sedimentos de origem química resultam de materiais que são transportados em solução até lagos e mares. Estes materiais não permanecem em solução na água indefinidamente e acabam por sofrer uma precipitação depositando-se em sedimentos. Esta precipitação pode ter uma origem inorgânica mas também pode ser o resultado de processos orgânicos. Um exemplo de um depósito resultante de uma acção inorgânica é o sal após a evaporação da água marinha originando posteriormente o sal-gema (por exemplo). A acumulação de conchas, por vezes microscópicas, de animais é um exemplo de origem orgânica de sedimentos. O calcário é a rocha sedimentar química mais comum. É composta essencialmente pelo mineral calcite e pode ser formada por processos tanto inorgânicos como orgânicos, sendo estes últimos os mais comuns. A origem orgânica da maior parte dos calcários pode não ser tão evidente porque a maior parte das conchas sofre processos consideráveis de transformação antes de se constituírem em rochas. 2.6 Rochas metamórficas Grandes áreas de rochas metamórficas estão expostas em todos os continentes em regiões relativamente planas conhecidas por escudos. Outras formações de rochas metamórficas constituem uma parte importante de muitas cadeias de montanhas. Mesmo o interior estável continental, geralmente coberto por rochas sedimentares, tem como base rochas metamórficas. Em todas estas formações as rochas metamórficas apresentam-se geralmente muito deformadas e com penetração de grandes massas ígneas (exemplo dos batólitos, principal formação dos granitos). De facto, partes significativas da crusta terrestre são compostas por rochas metamórficas associadas com rochas ígneas. O metamorfismo (mudança de forma) constitui a transformação de uma rocha preexistente, que pode ser ígnea, sedimentar ou mesmo metamórfica (Figura 2.2). Os agentes de transformação ou de metamorfismo incluem o calor, pressão e fluidos quimicamente activos, que produzem modificações de textura e composição mineral. O metamorfismo pode ocorrer com um grau de baixa intensidade fazendo com que por vezes seja difícil distinguir a rocha original da final. Noutros casos a transformação é tão intensa que não é possível identificar a rocha de origem. No metamorfismo de grau elevado, características estruturais tais como planos de estratificação, fósseis e espaços vazios vesiculares, que poderiam existir na rocha original são completamente destruídas. Quando as rochas são submetidas a acções intensas de calor e pressão direccional comportam-se de modo plástico donde resultam dobras por vezes de aspecto intrincado (Figura 2.9). É importante referir que durante os processos de metamorfismo de grau elevado a rocha mantém-se sempre no estado sólido porque uma vez atingida a fusão desta entra-se num processo de natureza ígnea. 2.14 PROPRIEDADES DOS MINERAIS E ROCHAS
  15. 15. GEOLOGIA DE ENGENHARIA Figura 2.9 − Maciço de rochas metamórficas deformadas (ISRM). O processo de metamorfismo inicia-se quando uma rocha é submetida a condições diferentes daquelas em que se formou originalmente. A rocha começa então a sofrer transformações até atingir um estado de equilíbrio com o novo ambiente. Estas modificações ocorrem a profundidades a partir de alguns quilómetros até próximo da fronteira entre a crusta e o manto. A formação de rochas metamórficas ocorre em zonas completamente inacessíveis ao contrário de muitas rochas sedimentares e algumas ígneas, donde resulta o seu estudo ser mais difícil. O metamorfismo pode ser de três tipos: o metamorfismo regional ocorre na formação de cadeias de montanhas quando grandes quantidades de rochas são submetidas a tensões de elevada intensidade e altas temperaturas associadas com os grandes níveis de deformação; o metamorfismo de contacto sucede quando a rocha fica perto ou em contacto com uma massa de magma, onde as altas temperaturas são a causa primária das transformações das rochas encaixantes; finalmente o metamorfismo dinâmico ou cataclástico ocorre quando a rocha é submetida pressões muito elevadas e bruscas como por exemplo em zonas de falhas. 2.6.1 Agentes de Metamorfismo O agente de metamorfismo mais importante é, talvez, o calor. As rochas que se formam perto da superfície são submetidas a calor intenso quando uma massa de rocha derretida as atravessa num movimento ascendente. Também pode ocorrer a situação de determinadas rochas formadas num ambiente superficial sejam obrigadas a localizar-se posteriormente a profundidades muito maiores onde as temperaturas são substancialmente superiores. Alguns minerais, tais como os argilosos, tornam-se instáveis quando estão enterrados a temperaturas de alguns quilómetros começando a recristalizar-se dando origem a novos minerais. Os minerais componentes das rochas ígneas são PROPRIEDADES DOS MINERAIS E ROCHAS 2.15
  16. 16. GEOLOGIA DE ENGENHARIA estáveis a temperaturas e pressões relativamente altas sendo, por isso, necessárias profundidades superiores a 20 km ou mais para que o metamorfismo possa ocorrer. A pressão, tal como a temperatura, também aumenta com a profundidade. Todas as rochas enterradas são submetidas à acção do peso das camadas superiores. As formações rochosas também são submetidas a pressões resultantes dos processos de formação das cadeias montanhosas. Neste caso a pressão é direccional fazendo com que a estrutura da rocha adquira formas características visíveis, como por exemplo nos planos de xistosidade dos gnaisses e das ardósias. A água contendo iões em solução é o fluido quimicamente activo mais comum que tem influência no metamorfismo. As rochas contêm geralmente água nos espaços porosos e esta funciona como catalisador na migração dos iões. Em certas circunstâncias os minerais podem recristalizar em configurações mais estáveis e, noutros casos, a troca de iões entre minerais através da água pode resultar na formação de minerais completamente novos. 2.6.2 Modificação de textura e composição mineralógica O grau de metamorfismo é reflectido na composição mineralógica da rocha e na sua textura (Tabela 2.5). Quando as rochas são submetidas a metamorfismo de baixo grau tornam-se mais compactas, logo mais densas. Tabela 2.5: Descrição de algumas rochas metamórficas comuns. Ardósia Rocha de grão muito fino composta por grãos microscópicos de micas; resultante do metamorfismo de grau baixo do argilito e xisto argiloso. Xisto Rocha metamórfica mais comum composta em grande parte por partículas visíveis; pode resultar também do metamorfismo do argilito e xisto argiloso mas com grau mais intenso. Textura foliada Gneisse Na maior parte dos casos com a composição do granito; a característica principal é o aspecto de bandas muito dobradas de cores alternadas escuras e claras. Resultado do metamorfismo do calcário; apresenta grandes cristais de Mármore calcite imbricados entre si; as colorações que apresenta para além do Textura branco resultam da presença de impurezas. não foliada Quartzito Rocha metamórfica comum formada a partir do arenito quartzoso; o aspecto pode ser semelhante ao mármore mas apresenta uma dureza muito maior. Debaixo das pressões de metamorfismo, alguns grãos de minerais são reorientados e realinhados perpendicularmente à direcção das tensões actuantes (Figura 2.10). No entanto, nem todas as rochas metamórficas que sofreram a acção de pressões orientadas têm uma estrutura foliada. Nestas rochas 2.16 PROPRIEDADES DOS MINERAIS E ROCHAS
  17. 17. GEOLOGIA DE ENGENHARIA a pressão tem uma acção muito limitada como agente de metamorfismo. Por exemplo, quando um calcário de grão fino sofre um metamorfismo, os pequenos cristais de calcite combinam-se para formar cristais imbricados relativamente grandes. A rocha resultante tem uma aparência similar a uma rocha ígnea de grão grosso. Este equivalente metamórfico do calcário é chamado mármore. Em resumo, os processos metamórficos provocam muitas modificações nas rochas, incluindo aumento da densidade, crescimento de cristais grandes, reorientação dos grãos minerais podendo resultar numa aparência de bandas conhecida como foliação ou xistosidade. A foliação é uma propriedade que as rochas apresentam que se manifesta pela facilidade de se fracturarem segundo planos mais ou menos paralelos. Esta propriedade resulta, em muitos casos, de um alinhamento de minerais que possuem uma clivagem predominante segundo uma dada direcção. Xistosidade é um tipo de foliação. Neste caso esta é originada pela presença de grande quantidade de micas que estão orientadas na rocha. Lineação é uma propriedade das rochas apresentarem linhas ou traços que resultam do alinhamento de minerais prismáticos (em muitos casos). Tensão Antes Depois Figura 2.10 − Origem da estrutura foliada do gneisse. PROPRIEDADES DOS MINERAIS E ROCHAS 2.17
  18. 18. GEOLOGIA DE ENGENHARIA 3. PROPRIEDADES ÍNDICE E CLASSIFICAÇÃO DAS ROCHAS 3.1 Introdução Algumas propriedades das rochas têm uma importância particular no planeamento, execução e custo dos projectos de engenharia civil nos quais estão envolvidas modificações do estado in situ (tensão e deformação) de maciços rochosos. O conhecimento destas propriedades índice, que podem ser avaliadas a partir de testes em laboratório ou no campo, possibilita a classificação das rochas e dos maciços rochosos de acordo com vários critérios técnicos. A classificação dos maciços rochosos depende naturalmente do estado da matriz rochosa (rocha intacta) e das superfícies de descontinuidades que intersectam o maciço. Num documento diferente serão abordados os parâmetros em que se baseiam as diferentes classificações dos maciços rochosos. Para as rochas não há ainda sistemas de classificação geomecânica aceites pela generalidade da comunidade técnica. Contudo, os critérios mais correntes de classificação do "material rocha" baseiam-se, na sua maioria, nos parâmetros módulo de elasticidade (E), resistência à compressão simples (sc) e velocidade de propagação das ondas ultrassónicas (Vp e Vs), por serem, por um lado, valores que facilmente podem ser obtidos através de ensaios e, por outro, por caracterizarem de modo significativo o comportamento mecânico da rocha. Os ensaios para obtenção destes parâmetros são frequentemente realizados sobre amostras cilíndricas colhidas nas sondagens executadas durante a fase de prospecção geotécnica (Figura 3.1). É usual utilizarem-se provetes com uma relação l/d (l – altura; d – diâmetro) compreendida entre 2,5 e 3, e diâmetro mínimo com cerca de 54 mm, obtido com um amostrador duplo da série NX. 3.2 Propriedades de identificação A rocha intacta é constituída por uma assemblagem mais ou menos compacta de grãos cristalinos e, nalguns casos, matéria amorfa. O termo matriz rochosa poderá ser mais correcto uma vez que poderá existir já algum grau de alteração e fracturação nesse aglomerado de grãos. A Figura 3.2 apresenta alguns exemplos de matrizes rochosas com texturas diferentes características dos tipos de rochas referidos. As rochas são assim sólidos policristalinos, descontínuos e que podem exibir uma certa anisotropia derivada de uma orientação preferencial na sua estrutura. PROPRIEDADES ÍNDICE E CLASSIFICAÇÃO DAS ROCHAS 3.1
  19. 19. GEOLOGIA DE ENGENHARIA Figura 3.1 − Caixa de sondagem com indicação das profundidades e ensaios a realizar. rocha ígnea (granito) Aglomerado compacto de grãos com volume de vazios reduzido rocha sedimentar (conglomerado) Grãos arredondados e maior volume de vazios rocha metamórfica (micaxisto) Grãos orientados numa direcção preferencial Figura 3.2 − Exemplos de estruturas de rochas. As rochas são então constituídas por grãos minerais sólidos interligados e por descontinuidades ou vazios existentes entre esses grãos. As propriedades da matriz rochosa dependem, assim, das características destes grãos (mineralogia), sendo muito influenciadas pelo tamanho e arranjo espacial dos grãos minerais (estrutura ou textura da rocha) e também pela forma, quantidade e distribuição das descontinuidades ou vazios. A determinação da composição mineralógica das rochas conduz, juntamente com a sua textura, tamanho dos grãos, cor, e outras propriedades, à sua classificação geológica (Tabela 3.1). Referem-se em seguida algumas propriedades físicas mais importantes na identificação das rochas. 3.2 PROPRIEDADES ÍNDICE E CLASSIFICAÇÃO DAS ROCHAS
  20. 20. GEOLOGIA DE ENGENHARIA Tabela 3.1 − Principais grupos de rochas. Família dos Granitos Granito, sienito, riolito, traquito, … Família dos Dioritos Diorito, Rochas ígneas andesito, … Famílias dos Basaltos e Gabros Gabro, dolerito, diabase, basalto, … R. metamórficas massivas Gneisse1, corneanas, Rochas metamórficas quartzitos, mármores, … R. metamórficas xistosas Xistos, micaxistos, ardósias, xistos mosqueados, … R. sedimentares carbonatadas Calcários, cré, dolomias, travertinos, … R. sedimentares siliciosas Grés, arenitos, conglomerados, … Rochas sedimentares R. sedimentares carbonatadas-siliciosas Margas, grauvaques, … Nota1: o gneisse tem foliação mas não tem xistosidade. 3.2.1 Porosidade As descontinuidades representam os defeitos ou vazios existentes no meio contínuo formado pelos minerais constituintes da matriz rochosa. A presença e o desenvolvimento destes vazios estão estreitamente relacionados com a deformação e a rotura das rochas. A quantidade de vazios é avaliada pela porosidade (n) que é a razão entre o volume de vazios de uma amostra de rocha e o seu volume total. V = (´100) V n v A porosidade é normalmente expressa em percentagem considerando-se para as rochas 10% como um valor médio, 5% um valor baixo e 15% um valor alto. Nos solos, onde os grãos minerais se podem separar mais facilmente (pelo menos por agitação na água), a porosidade assume valores substancialmente maiores (Tabela 3.2). Os vazios são constituídos pelos poros e fissuras da rocha e não estão necessariamente todos interligados. A porosidade total (n) resulta assim da porosidade correspondente aos poros (np) e da porosidade das fissuras (nf). Por esta razão, são por vezes definidos dois tipos de porosidade para as rochas: a total e a efectiva, esta última correspondente ao volume de vazios acessível à passagem de fluidos, normalmente a água. A uma escala maior, para os maciços rochosos, podemos ainda distinguir a porosidade primária correspondente ao volume dos poros entre os fragmentos das rochas clásticas e a porosidade secundária produzida pela fracturação e alteração posteriores da rocha. A primeira é característica de toda a massa rochosa e a segunda depende da história de alteração da rocha, podendo variar muito no mesmo maciço rochoso. PROPRIEDADES ÍNDICE E CLASSIFICAÇÃO DAS ROCHAS 3.3
  21. 21. GEOLOGIA DE ENGENHARIA Tabela 3.2 − Valores da porosidade de solos e rochas. Tipo de rocha ou solo Porosidade máxima (%) Solo > 50 Areia e seixo 20 – 47 Argila > 49 Areia cimentada 5 – 25 Arenito 10 – 15 Calcário e mármore 5 Calcário oolítico 10 Cré até 50 Rochas ígneas < 1,5 Rochas metamórficas geralmente muito baixa 3.2.2 Peso volúmico Peso volúmico ou peso específico (g) é o peso da unidade de volume da rocha. Atendendo à variabilidade da quantidade de água presente na rocha considera-se o peso volúmico seco ( gd ) da rocha como um parâmetro mais representativo. g = W V Ws V d g = W – Peso total da amostra de rocha Ws – Peso total da amostra de rocha seca na estufa V – Volume total da amostra de rocha Notar na Tabela 3.3 a maior densidade característica das rochas ígneas e metamórficas em comparação com as rochas sedimentares. Tabela 3.3 − Valores do peso volúmico seco de algumas rochas. Rocha g d (kN/m3) Granito 26,0 Diorito 27,9 Basalto 27,1 Sal-gema 20,6 Gesso 22,5 Calcário denso 20,9 Argilito 22,1 Xisto argiloso 25.7 Mármore 27,0 Micaxisto 27,6 A quantidade de água na rocha pode ser quantificada pelo teor em água (w) que é a razão entre o peso da água presente numa determinada amostra e o seu peso seco. O peso volúmico da rocha é, por esse motivo, muito variável. W = (´100) w W s w 3.4 PROPRIEDADES ÍNDICE E CLASSIFICAÇÃO DAS ROCHAS
  22. 22. GEOLOGIA DE ENGENHARIA 3.2.3 Permeabilidade A facilidade de escoamento da água através de um meio contínuo é avaliada através do coeficiente de permeabilidade (k). A permeabilidade das rochas, em comparação com a dos solos, é geralmente muito baixa (Tabela 3.4). O seu valor cresce sensivelmente com a fissuração e o grau de alteração. O nível de anisotropia2 da permeabilidade depende da orientação preferencial das fissuras. O estado de tensão na rocha influencia consideravelmente a sua permeabilidade. O aumento das tensões de compressão provoca o fecho das fissuras e a diminuição da permeabilidade, mas, a partir de um certo limite, o aumento das tensões pode iniciar o aparecimento de novas fracturas provocando o aumento da permeabilidade. A variação da permeabilidade da rocha pode também variar com a pressão da água que circula nos seus vazios e descontinuidades: o aumento da pressão da água tende a abrir as fissuras aumentando a permeabilidade. A caracterização da permeabilidade da rocha (e dos maciços rochosos) voltará a ser abordada no contexto das classificações de maciços rochosos. Tabela 3.4 − Permeabilidades de solos e rochas. Rocha n k (m / seg.) Areia uniforme 29 - 50 5,0 x 10-5 – 2,0 x 10-3 Areia e seixo 20 – 47 1,0 x 10-5 – 1,0 x 10-3 Areia siltosa 23 – 47 1,0 x 10-5 – 5,0 x 10-5 Argilas > 49 1,0 x 10-10 – 1,0 x 10-7 Granodiorito 0,004-0,005 9,8 x 10-11 Granito 0,008 1,96 x 10-10 Basalto 0,007 2,94 x 10-10 Calcário 1 0,004 9,8 x 10-11 Calcário 2 0,03 9,8 x 10-10 Calcário 3 0,39 7,65 x 10-6 Nota2: Anisotropia − Condição de variabilidade de propriedades físicas e mecânicas de um corpo rochoso ou mineral segundo direcções diferentes, como, por exemplo, a resistência à compressão simples ou a variação da velocidade de propagação de ondas sísmicas em massas rochosas estratificadas segundo diferentes direcções. 3.2.4 Durabilidade A durabilidade é a resistência da rocha aos processos de alteração e fragmentação sendo também conhecida por alterabilidade. O contacto da rocha com a água e o ar, muitas vezes através de obras de engenharia civil como escavações e terraplenos, pode ocasionar a degradação das suas características mecânicas. O ensaio “slake durability test” (Figura 3.3), consiste em submeter material rochoso previamente fragmentado a ciclos normalizados de secagem, humidificação e acção mecânica. Os fragmentos são colocados dentro de redes metálicas cilíndricas com determinada abertura parcialmente imersas na água que rodam em torno de um eixo horizontal. O choque dos fragmentos de rocha entre si e o PROPRIEDADES ÍNDICE E CLASSIFICAÇÃO DAS ROCHAS 3.5
  23. 23. GEOLOGIA DE ENGENHARIA contacto com a água favorecem a sua desagregação e alteração. A secagem dos fragmentos é realizada em estufas após o que pode seguir-se outra humidificação e acção mecânica. O índice de durabilidade (ID) corresponde à percentagem de rocha seca que fica retida nos tambores de rede metálica após 1 ou 2 ciclos completos (ID1 ou ID2). ( ) Peso seco depois de umou dois ciclos Peso inicial da amostra % = D I Figura 3.3 − Ensaio “slake durability test”. 3.2.5 Velocidades de ondas sísmicas As propriedades elásticas das rochas são determinadas por um lado pela elasticidade dos minerais que as compõem e por outro lado pela importância e pela morfologia das descontinuidades, nomeadamente fissuras e fracturas. Em particular, as velocidades de propagação das ondas sísmicas longitudinais, Vl ou Vp (ondas de compressão), e das ondas transversais Vs variam significativamente com a presença de descontinuidades. A realização de ensaios, não destrutivos, para determinação destas velocidades em provetes, que vão ser submetidos posteriormente a ensaios de compressão uniaxial, é muito frequente existindo vários métodos que permitem a determinação dos valores quer da velocidade de propagação das ondas longitudinais (Vp), quer das ondas transversais (Vs). Conhecidos estes valores, torna-se possível determinar as características elásticas dinâmicas através das seguintes expressões: Módulo de elasticidade longitudinal - 2 2 (3 V 4 V ) p s = r E V d s V V - 2 2 ( ) 2 p s Módulo de elasticidade transversal d E + u 2(1 ) = 2 = d r G V d s Coeficiente de Poisson - 2 2 2 2 2 V V p s u = d V V - 2 ( ) p s ( r representa a massa específica ) 3.6 PROPRIEDADES ÍNDICE E CLASSIFICAÇÃO DAS ROCHAS
  24. 24. GEOLOGIA DE ENGENHARIA Teoricamente, as velocidades das ondas que atravessam o provete de rocha dependem exclusivamente das suas características elásticas e da sua massa específica. Na prática a rede de fissuras do provete vai fazer diminuir o valor das velocidades. A velocidade de propagação das ondas pode então ser utilizada para detectar a presença de descontinuidades nas rochas e mesmo quantifica-las através da razão entre o valor medido de Vp na rocha estudada e o valor de Vp * máximo para a rocha com porosidade nula (Tabela 3.5). Este valor não é o mesmo para todas as rochas e depende essencialmente da velocidade de propagação das ondas nos diferentes minerais presentes na rocha (Tabela 3.6) e da percentagem presente de cada um dos minerais constituintes da rocha. Tabela 3.5 − Velocidades padrões de rochas Vp* (n = 0%). ROCHA Vp* (m/s) ROCHA Vp* (m/s) Gabro 7000 Dolomite 6500 – 7000 Basalto 6500 – 7000 Arenito e quartzito 6000 Calcário 6000 - 6500 Rochas graníticas 5500 - 6000 A velocidade padrão das rochas é determinada pela relação 1 = C Σ i onde Ci é a percentagem * V V P , P i i em volume do constituinte mineral i da rocha e Vp,i a velocidade das ondas longitudinais no mineral i. Tabela 3.6 − Velocidades longitudinais de minerais Vp. MINERAL Vp (m/s) MINERAL Vp (m/s) Quartzo 6050 Calcite 6600 Olivina 8400 Dolomite 7500 Augite 7200 Magnetite 7400 Anfíbola 7200 Gesso 5200 Moscovite 5800 Epídoto 7450 Ortóclase 5800 Pirite 8000 Plagioclase 6250 A qualidade da rocha, em relação ao seu estado de alteração e fracturação, pode ser avaliada pelo V índice de qualidade da rocha obtido pela relação 100% * = ´ P V IQ (ver exemplos na Tabela 3.7). P Tabela 3.7 − Exemplo de variação da velocidade das ondas sísmicas longitudinais em função da porosidade. Porosidade total n % Vp (m/s) - calcários Vp (m/s) – grés e quartzitos 1 6500 5900 5 6000 5200 10 5200 4700 20 4000 3200 30 3000 - 45 1850 - PROPRIEDADES ÍNDICE E CLASSIFICAÇÃO DAS ROCHAS 3.7
  25. 25. GEOLOGIA DE ENGENHARIA Experiências conduzidas por Formaintraux (1976) permitiram concluir que, para rochas não fissuradas o valor de IQ é afectado pelos poros da rocha (vazios naturais), variando de acordo com a expressão IQ =100−1,6×np , onde np representa a porosidade da rocha (relação entre o volume de vazios e o volume total da rocha), expressa em percentagem. A presença de uma pequena quantidade de fissuras conduz a uma diminuição do valor do índice de qualidade. Na Figura 3.4 apresenta-se o gráfico com a classificação proposta por Formaintraux, que permite avaliar a qualidade da rocha, em termos da fissuração, em função do índice de qualidade obtido da forma anteriormente descrita. Do mesmo modo que a fissuração em provetes de rocha afecta os valores das velocidade de propagação das ondas, também a fracturação ou as descontinuidades nos terrenos, principalmente se estas estiverem abertas, irão afectar as velocidades de propagação que se obtêm em ensaios realizados in situ. Figura 3.4 − Classificação da qualidade das rochas em função do seu estado de fissuração (a recta que passa no ponto com n = 0% e IQ = 100% correspone à equação IQ =100−1,6×np). 3.3 Propriedades de resistência e deformabilidade 3.3.1 Ensaio de compressão simples ou uniaxial Pese embora o facto de as rochas que constituem os maciços se encontrarem em geral submetidas a estados de tensão triaxiais, tem interesse o estudo do comportamento das rochas quando submetidas 3.8 PROPRIEDADES ÍNDICE E CLASSIFICAÇÃO DAS ROCHAS
  26. 26. GEOLOGIA DE ENGENHARIA a compressão simples pois, tal estudo, permite pôr em evidência fenómenos com interesse fundamental na mecânica dos maciços rochosos. O caso prático mais importante em que os maciços rochosos se encontram submetidos a um estado de compressão simples é o dos pilares de minas. O ensaio de compressão simples é corrente na determinação das características mecânicas das rochas. A resistência à compressão simples ou uniaxial é determinada num provete de rocha de forma cilíndrica submetido a uma tensão normal s nas bases igual à razão da força normal N pela área da base A (Figura 3.5). Os provetes podem ter outras formas (cúbica ou prismática) mas normalmente são retirados de tarolos recolhidos em sondagens. A preparação da amostra deve ter um cuidado especial na rectificação da superfície das bases que irão sofrer compressão para garantir uma forma cilíndrica perfeita. Figura 3.5 − Ensaio de compressão uniaxial. O comportamento da rocha é normalmente não reversível, o que significa que a deformação sofrida pela amostra nunca poderá ser recuperada na totalidade se houver uma descarga (Figura 3.6). Isso deve-se ao facto de as fissuras iniciais presentes em qualquer rocha fecharem no início da compressão levando a uma diminuição da compressibilidade da amostra (E0<Ec). Segue-se uma fase de comportamento aproximadamente elástico. A relação entre a tensão vertical e a respectiva deformação é normalmente do tipo representado na Figura 3.6. PROPRIEDADES ÍNDICE E CLASSIFICAÇÃO DAS ROCHAS 3.9
  27. 27. GEOLOGIA DE ENGENHARIA Figura 3.6 − Ensaio de compressão – Curva de compressibilidade típica. As diferenças de resposta mecânica entre uma rocha dura e uma rocha branda (Figura 3.7) mostram que a pequena deformabilidade do primeiro tipo está associada a uma rotura súbita com uma resistência residual praticamente nula. As rochas brandas são as que exibem maior deformabilidade, sobretudo no início do carregamento. Figura 3.7 − Comparação das curvas de tensão-deformação de uma rocha dura e de uma rocha branda. A Figura 3.8 sintetiza o que se pode considerar o comportamento típico das rochas submetidas à compressão simples. Apresentam-se os diagramas das extensões longitudinais (e1 = el = Dh/h) e das 3.10 PROPRIEDADES ÍNDICE E CLASSIFICAÇÃO DAS ROCHAS
  28. 28. GEOLOGIA DE ENGENHARIA extensões transversais (e3 = et = DD/D) em função da tensão aplicada. Na mesma figura está também indicada a variação relativa de volume (DV/V = e1 – 2e3 = (1-2n) e1). Figura 3.8 − Principais fases do comportamento de uma rocha durante um ensaio de compressão. Analisando com mais detalhe as principais fases do comportamento de uma rocha durante um ensaio de compressão, podemos identificar cinco valores característicos da tensão vertical (s1 = sv) que limitam diferentes tipos de comportamento da amostra: · s1S tensão de fecho das fissuras · s1F tensão de início de fissuração · s1L tensão limite de fissuração · s1M tensão de resistência máxima (sc) · s1R tensão de resistência residual s 1 tensão principal máxima (s v) Deformações: e1 = el ; e3 = et DV/V = e1 – 2e3 = (1-2n) e1 É muito frequente o diagrama de compressão das rochas (s1, e1), mesmo de rochas muito compactas, apresentar um trecho inicial curvo (0 < s1 < s1S) devido ao fecho progressivo das fissuras da rocha, resultando daí que, o módulo de elasticidade crescerá, traduzindo o aumento de compacidade da rocha. No trecho em consideração a curva de variação da extensão transversal (e3 = et) com a tensão apresenta um curvatura muito ligeira e o coeficiente de Poisson sofre um certo PROPRIEDADES ÍNDICE E CLASSIFICAÇÃO DAS ROCHAS 3.11
  29. 29. GEOLOGIA DE ENGENHARIA incremento, como seria de esperar, uma vez que ocorre o fecho de fissuras. A evolução da extensão volumétrica (DV/V), que corresponde a uma diminuição de volume, é mais acentuada na origem. A seguir ao trecho inicial curvo do diagrama (s1, e1) ocorre muitas vezes um trecho rectilíneo (s1S < s1 < s1F) ao qual corresponde um módulo de elasticidade constante. A extensão transversal (e3 = et) também apresenta em geral andamento rectilíneo, donde resulta ser constante o coeficiente de Poisson. No trecho seguinte o diagrama (s1, e1) continua com o mesmo andamento rectilíneo, e portanto o mesmo módulo de elasticidade, mas as deformações transversais processam-se a um ritmo crescente, devido à microfracturação, isto é, a fracturas de grãos ou grupos de grãos da peça em ensaio, cujo número aumenta progressivamente. Neste trecho o coeficiente de Poisson sofre pois crescimento e o ritmo de redução de volume da peça comprimida atenua-se progressivamente, em virtude de ser cada vez mais relevante o aumento do volume devido às microfracturas, até que no termo deste trecho o volume se torna estacionário. A esta microfracturação corresponde o aumento marcado da permeabilidade. No trecho que se segue acentua-se o número e o volume das zonas fracturadas, crescendo rapidamente as deformações longitudinais e transversais, assim como o volume da peça, apesar de comprimida. Este comportamento é consequência da progressiva ocorrência de escorregamentos em microfracturas oblíquas. O ponto de transição entre este trecho e o anterior é designado por ponto de fluência. A partir do ponto em que n=0,5 o volume da peça passa mesmo a ser superior ao seu volume inicial, apesar de a peça continuar sob compressão. Este fenómeno do aumento de volume na vizinhança da rotura, conhecido por dilatância, desempenha um papel relevante na rotura de maciços rochosos, dado que estes se encontram em regra submetidos a equilíbrios tridimensionais ou bidimensionais que contrariam aquele aumento de volume, acabando a rotura por dar-se para valores mais elevados da tensão tangencial do que os obtidos no ensaio de compressão uniaxial. O trecho termina quando é atingido o valor máximo da tensão s1, o que se dá ao ocorrerem fracturas com dimensões da ordem de grandeza das dimensões da peça. Ao valor máximo atingido pela tensão é dada a designação da resistência à compressão, que se representa por sc. Finalmente atinge-se o último trecho no qual a tensão s1 decresce apesar da máquina de ensaio continuar impondo o encurtamento da peça. Este trecho do comportamento das rochas terá bastante interesse em certas circunstâncias, como no caso de obras subterrâneas em que seja aceitável que haja zonas do maciço rochoso nas quais se ultrapassou a tensão máxima, isto é, trabalhando com o maciço já francamente fracturado. 3.12 PROPRIEDADES ÍNDICE E CLASSIFICAÇÃO DAS ROCHAS
  30. 30. GEOLOGIA DE ENGENHARIA Quanto à caracterização da deformabilidade da rocha o parâmetro mais importante é o módulo de elasticidade E = ds/de (declive da tangente à curva s-e). Dependendo da natureza dos problemas a deformabilidade é avaliada pelo módulo de elasticidade inicial (E0), pelo móculo de elasticidade tangente (Et) ou pelo módulo de elasticidade médio ou secante (Emédio). Exemplo 1 Os resultados de um ensaio de compressão unixial realizado sobre um provete cilíndrico de granito estão descritos na tabela e representados pela curva ao lado. A altura e o diâmetro iniciais do provete eram de 100 mm (h0) e 83 mm (D0), respectivamente. A amostra encontrava-se seca antes da realização do ensaio, tendo sido determinado o peso volúmico seco de 26,0 kN/m3 (gd). O valor da resistência à compressão uniaxial sc corresponde ao valor máximo atingido pela tensão normal s1 (sc = s1M = 75,8 MPa). O módulo de elasticidade inicial corresponde ao declive da tangente à curva s-e na origem E0 ≈ (3,1-0)/(0,2-0)×103 = 2,9 GPa. O módulo de elasticidade tangente para 0,1% corresponde ao declive da tangente à curva s-e no ponto em que e = 0,1% = 1×10-3 , ou seja, E0,1% ≈ (50,2-37,7)/(1,1-0,9)×103 = 62,5 GPa. O módulo de elasticidade médio corresponde ao declive da secante entre a origem e o ponto de rotura Emédio ≈ (75,8-0)/(1,7-0)×103 = 44,5 GPa. e s 10-3 MPa 0,0 0,0 0,2 3,1 0,4 12,6 0,6 25,1 0,7 31,4 0,9 37,7 1,0 43,9 1,1 50,2 1,2 56,5 1,4 62,8 1,4 65,9 1,5 69,0 1,6 72,2 1,7 75,3 1,7 75,8 1,8 75,2 1,9 71,5 2,0 64,2 2,1 60,6 80,0 70,0 60,0 50,0 40,0 30,0 20,0 10,0 0,0 0,0 0,5 1,0 1,5 2,0 2,5 e (10-3) s c (MPa) PROPRIEDADES ÍNDICE E CLASSIFICAÇÃO DAS ROCHAS 3.13
  31. 31. GEOLOGIA DE ENGENHARIA 3.3.1.1 Ciclos de descarga e carga Se durante a compressão de um provete de rocha se diminuir a força aplicada antes de se atingir a rotura a curva de tensão-deformação observada evolui da forma representada na Figura 3.9 a partir do ponto P. A diminuição da tensão normal é acompanhada por uma diminuição proporcional da deformação axial. Ao se atingir a descarga completa observa-se que a curva deixa de ser rectilínea e que permanece uma deformação residual eP. O ramo de carga (ou recarga) seguinte já não apresenta uma curvatura inicial acentuada e vai encontrar o diagrama original num ponto um pouco acima de P. As rochas muito resistentes só apresentam geralmente deformações permanentes quando o ponto P se encontra para além do trecho rectilíneo do diagrama. Por outro lado, as rochas de baixa resistência, em particular as rochas alteradas, podem exibir deformações permanentes ou residuais importantes desde o trecho inicial curvo. Figura 3.9 − Ciclos de descarga e carga em compressão uniaxial 3.3.1.2 Efeitos do tempo nas deformações − fluência Os ensaios mecânicos de compressão (e outros) sobre provetes de rocha são normalmente conduzidos de forma relativamente rápida, ou seja, a taxa de variação das forças aplicadas (e, consequentemente, das tensões aplicadas) é constante sem existir a preocupação em considerar a variável tempo na evolução das deformações. No entanto, se aplicarmos a vários provetes iguais duma mesma rocha compressões s’, s’’, s’’’, … sucessivamente maiores e mantivermos os provetes sob essas tensões observa-se, em regra, um acréscimo das deformações no tempo (Figura 3.10). Esta característica é designada por fluência, e constitui um comportamento observável em muitos materiais sólidos. Por exemplo, o sal-gema é uma rocha sedimentar com uma fluência extremamente grande ao contrário do calcário. Isto significa que, 3.14 PROPRIEDADES ÍNDICE E CLASSIFICAÇÃO DAS ROCHAS
  32. 32. GEOLOGIA DE ENGENHARIA se dois provetes com as mesmas dimensões de cada uma destas rochas fossem submetidos a tensões de compressão iguais e constantes no tempo, ao fim de um determinado intervalo de tempo a amostra de sal-gema apresentaria deformações maiores do as do calcário. Figura 3.10 − Efeito da fluência em deformações de compressão uniaxial 3.3.2 Ensaio de carga pontual (“Point load test”) A determinação da resistência à compressão simples da rocha recorrendo a ensaios de compressão uniaxial é uma tarefa que requer especiais e morosos cuidados na preparação das amostras e condução dos ensaios. Em certos casos, o número de ensaios requeridos para determinar as propriedades dum vasto leque de tipos de rocha referentes a um projecto pode assumir um valor extremamente elevado. Existem outros casos em que a resistência à compressão simples e o comportamento tensão-deformação não necessita de ser estudado em detalhe, bastando o conhecimento aproximado do valor da resistência. Nestas circunstâncias, haverá vantagem em recorrer a ensaios bastante mais simples e económicos que o ensaio de compressão uniaxial, desde que os resultados destes ensaios possam fornecer índices correlacionáveis com a resistência à compressão das rochas. Um método alternativo de aferir a resistência à compressão simples das rochas consiste na determinação do índice de resistência ou índice de carga pontual através do ensaio de carga pontual (“Point Load Test”) também conhecido por ensaio Franklin. O ensaio tem um procedimento sugerido pela ISRM (“International Society for Rock Mechanics”) e consiste em provocar a rotura de amostras de rochas, obtidas a partir de carotes de sondagens com diâmetros variando entre 25 e 100 mm, aplicando uma força pontual crescente. A amostra de rocha é comprimida entre duas ponteiras PROPRIEDADES ÍNDICE E CLASSIFICAÇÃO DAS ROCHAS 3.15
  33. 33. GEOLOGIA DE ENGENHARIA cónicas de metal duro, que provocam a rotura por desenvolvimento de fissuras de tracção paralelas ao eixo da carga, sendo registado o valor da carga P que provoca a rotura (Figura 3.11). P Figura 3.11 − Resistência sob carga pontual - Ensaio Franklin. Como padrão, o índice de carga pontual é definido para o ensaio realizado sobre provetes cilíndricos de rocha com diâmetro D igual a 50 mm, em que a aplicação da carga P é feita na direcção diametral, sendo calculado pela expressão seguinte. P Is = (50) 2 D Para ensaios idênticos realizados sobre provetes cilíndricos com outros diâmetros, a relação P/D2 deverá ser multiplicada por um factor correctivo F a fim de se obter o índice de carga pontual normalizado. I F s ( ) 0,45  = = D  F P 50 2 50   D No ensaio de carga pontual podem ainda ser testados não só provetes cilíndricos comprimidos diametralmente, mas também axialmente, e ainda provetes com outras formas, regulares ou irregulares, desde que obedeçam aos critérios indicados na Figura 3.12. Para estes casos será necessário definir um diâmetro equivalente De correspondente a uma secção circular com área igual à da secção transversal do provete ensaiado sendo o índice de carga pontual normalizado calculado a partir desse valor. 3.16 PROPRIEDADES ÍNDICE E CLASSIFICAÇÃO DAS ROCHAS
  34. 34. GEOLOGIA DE ENGENHARIA Figura 3.12 − Relação de dimensões dos provetes a satisfazer nos ensaios de carga pontual. p = = = A WD D D WD I F ( ) 4 p 0,45 4 e e P  = = 50 2 2 D e 50    D e s F Em rochas isotrópicas, em geral são necessários 10 ensaios válidos por cada tipo/qualidade de rocha que se pretende caracterizar, mas um número inferior poderá ser suficiente se a dispersão de resultados for pequena. São considerados válidos somente os resultados dos ensaios cuja superfície de rotura contenha os pontos de aplicação da carga (Figura 3.13). Com 10 ensaios, para calcular o valor representativo da resistência à carga pontual, é usual eliminarem-se os dois resultados mais elevados e os dois mais baixos, após o que se determina a média com os restantes 6 valores. PROPRIEDADES ÍNDICE E CLASSIFICAÇÃO DAS ROCHAS 3.17
  35. 35. GEOLOGIA DE ENGENHARIA O resultado final obtido é usualmente correlacionado com o valor da resistência à compressão simples sc através duma relação linear proposta por Bieniawski. c s (50) s = a I Os valores mais frequentes de a estão compreendidos entre 20 e 25. Figura 3.13 − Fracturas válidas e não válidas nos ensaios de carga pontual. Exemplo 2 Foram realizados 10 ensaios para determinação da carga pontual (P) dum granito com provetes cilíndricos de diâmetro igual a 83 mm. Os valores obtidos para a carga pontual (direcção diametral) foram: 17,4; 17,8; 17,3; 17,8; 17,2; 17,9; 17,0; 17,8; 16.9; 18,0 (kN). O valor médio da carga pontual é obtido sem considerar os dois resultados mais elevados e os dois mais baixos: Pmédio = 17,55 kN. índice de carga pontual normalizado Is(50) é igual a (83/50)0,45×17,55/0,0832 = 3200 kPa. Se a resistência à compressão uniaxial sc do mesmo granito for igual a 75,8 MPa (valor obtido com um ensaio de compressão simples) o factor de proporcionalidade entre Is(50) e sc será igual a 23,7. A determinação de sc em outras amostras do mesmo granito poderá agora ser realizada com o ensaio de carga pontual recorrendo à correlação linear com Is(50). 3.18 PROPRIEDADES ÍNDICE E CLASSIFICAÇÃO DAS ROCHAS
  36. 36. GEOLOGIA DE ENGENHARIA Em rochas com anisotropia conferida pela xistosidade, foliação ou pela estratificação, a realização do ensaio de carga pontual deverá ter em atenção a orientação de tais descontinuidades estruturais. Nestes casos é usual a determinação dos índices de carga pontual quer na direcção da normal, quer na direcção paralela a esses planos, sendo então possível definir um índice de anisotropia, dado pela relação entre aqueles índices. I = ^ ( ) ( 50 ) (50)// 50 s s I a I De salientar que no caso das rochas anisotrópicas, o parâmetro a que relaciona a resistência à compressão simples com o índice de carga pontual assume uma variabilidade maior que no caso das rochas com comportamento isotrópico, reforçando-se neste caso, quando o estudo o justifique, a necessidade de realizar alguns ensaios de compressão uniaxial que permitam estabelecer correlações mais fidedignas com os valores obtidos nos ensaios de carga pontual. 3.3.3 Ensaio com o esclerómetro ou martelo de Schmidt A resistência à compressão simples das rochas pode ainda ser correlacionada com a sua dureza. A dureza nas rochas é um conceito diferente daquele que é considerado nos minerais. Geralmente é associada com a chamada dureza de Schmidt (R) que é determinada através do ensaio com o martelo de Schmidt. Este valor é depois correlacionado com a resistência à compressão simples da rocha constituinte da superfície ensaiada de acordo com o valor do seu peso volúmico (Figura 3.14). Exemplo 3 Sobre várias amostras cilíndricas de granito, devidamente imobilizadas, foram realizados diversos testes com o martelo de Schmidt (direcção vertical descendente) com os resultados seguintes: 35, 34, 39, 31, 33, 35.5, 38, 32, 40 e 34 (valores de R − dureza de Schmidt). O granito tem um peso volúmico igual a 26,0 kN/m3. Para obter o valor médio de R consideram-se os cinco resultados mais elevados: Rmédio = 37,5. Em seguida determina-se no gráfico da Figura 3.14 o valor da resistência à compressão simples para o valor do respectivo peso volúmico. A leitura correcta da resistência (sc) na escala logarítmica decimal deverá dar o valor de 73 MPa. 3.3.4 Classificação da resistência das rochas Finalmente, refira-se a possibilidade de ser possível, através de análises expeditas, realizadas com o recurso ao martelo de geólogo ou a uma faca, estimar os valores da resistência à compressão simples. Para tal, bastará recorrer à classificação proposta pela ISRM (Tabela 3.8), que em função do grau de qualidade da rocha, correlaciona a resistência à compressão simples (sc) e o índice de carga pontual (IS(50)) com o comportamento do material face àquelas análises expeditas. PROPRIEDADES ÍNDICE E CLASSIFICAÇÃO DAS ROCHAS 3.19
  37. 37. GEOLOGIA DE ENGENHARIA Figura 3.14 − Estimativa da resistência à compressão a partir da dureza de Schmidt. Tabela 3.8 GRAU DESIGNAÇÃO sc (MPa) IS(50) (MPa) ANÁLISE EXPEDITA R6 Extremamente elevada >250 >10 A rocha lasca depois de sucessivos golpes de martelo e ressoa quando batida R5 Muito elevada 100 – 250 4 – 10 Requer muitos golpes de martelo para partir espécimes intactos de rocha R4 Elevada 50 – 100 2 – 4 Pedaços pequenos de rocha seguros com a mão são partidos com um único golpe de martelo R3 Mediana 25 – 50 1 – 2 Um golpe firme com o pico do martelo de geólogo faz identações até 5 mm; com a faca consegue-se raspar a superfície R2 Baixa 5 – 25 (*) Com a faca é possível cortar o material, mas este é demasiado duro para lhe dar a forma de provete para ensaio triaxial R1 Muito baixa 1 – 5 (*) O material desagrega-se com golpe firme do pico de martelo de geólogo R0 Extremamente baixa 0,25 – 1 (*) Consegue-se marcar com a unha (*) – Não são consideradas minimamente fiáveis as correlações com a resistência à compressão simples. 3.20 PROPRIEDADES ÍNDICE E CLASSIFICAÇÃO DAS ROCHAS
  38. 38. GEOLOGIA DE ENGENHARIA 3.4 Influência da anisotropia das rochas Uma isotropia perfeita é geralmente difícil de encontrar nas rochas. A disposição dos minerais constituintes, resultante da formação da rocha, a textura da rocha resultante de processos geológicos posteriores à génese da rocha, o estado de fissuração e a existência de planos de descontinuidade contribuem para a anisotropia das rochas, em relação à sua deformabilidade e à sua resistência mecânica. A anisotropia define-se como a condição de variabilidade de propriedades físicas e mecânicas de um corpo rochoso ou mineral segundo direcções diferentes, como, por exemplo, a variação do módulo de deformabilidade e da resistência à compressão simples nas rochas com xistosidade ou foliação, e a variação da velocidade de propagação de ondas sísmicas em massas rochosas estratificadas segundo direcções diferentes. 3.4.1 Anisotropia de deformação O comportamento elástico de um meio contínuo anisotrópico depende em geral de 21 coeficientes independentes cuja determinação experimental é muito difícil de realizar de modo completo. Através de um ensaio de compressão isotrópica realizado sobre uma amostra cúbica de rocha instrumentada com extensómetros do modo esquematizado na Figura 3.15 é possível identificar o tipo de anisotropia da rocha (Figura 3.16). Figura 3.15 − Orientação do cubo e posição dos extensómetros para um ensaio de compressão isotrópica. PROPRIEDADES ÍNDICE E CLASSIFICAÇÃO DAS ROCHAS 3.21
  39. 39. GEOLOGIA DE ENGENHARIA Figura 3.16 − Comportamento mecânico sob solicitação isotrópica. De acordo com o nível de deformações observadas nas três direcções ortogonais (e i = Dli/li) a rocha poderá ser classificada num dos seguintes casos: a) 1 2 3 e =e =e rocha provavelmente isotrópica; b) 1 2 3 e ¹e =e rocha provavelmente isotrópica transversa; c) 1 2 3 e ¹e ¹e rocha provavelmente ortotrópica. No entanto, em muitos casos considera-se suficiente, para caracterizar a anisotropia de deformação de uma rocha, determinar os módulos de deformação máximo e mínimo numa amostra. Nas rochas com uma textura planar marcada (xistos, por exemplo) utiliza-se normalmente uma simetria axial para caracterizar o comportamento anisotrópico. Na Figura 3.17 apresentam-se resultados da determinação dos módulos de elasticidade e dos coeficientes de Poisson dum filádio com simetria ortótropa. Esta simetria é conferida pela xistosidade, representada na referida figura por traços contínuos, e por uma estrutura planar disposta paralelamente à xistosidade. Os valores do módulo de elasticidade, maiores quando a carga é aplicada paralela à xistosidade, e do coeficiente de Poisson, mais elevados e da mesma ordem de grandeza nas direcções em que é potenciada a abertura normal aos planos de xistosidade, evidenciam que esta é a principal responsável pela anisotropia manifestada pela rocha. Digno de registo, é de referir o facto de que neste tipo de rocha, bem como noutras em que a anisotropia conferida pela xistosidade ou pela estratificação é muito acentuada, ser comum o valor mínimo do módulo de elasticidade ocorrer para uma direcção intermédia entre a normal e a paralela àqueles descontinuidades estruturais. 3.22 PROPRIEDADES ÍNDICE E CLASSIFICAÇÃO DAS ROCHAS
  40. 40. GEOLOGIA DE ENGENHARIA Ez = 28 Gpa nzx = 0,14 nzy = 0,18 Ey = 100 Gpa nyx = 0,20 nyz = 0,60 Ex = 120 Gpa nxy = 0,24 nxz = 0,56 Figura 3.17 − Módulos de elasticidade e coeficientes de Poisson dum filádio com anisotropia conferida pela xistosidade. Na Figura 3.18 está representada a variação do módulo de elasticidade em três rochas xistosas, sendo E1 o módulo de elasticidade na direcção normal ao plano de xistosidade (a escala vertical de E é igual à horizontal). A maior deformabilidade (menor valor de E) das rochas na direcção perpendicular aos planos de xistosidade (E1) explica-se pela existência de bandas de material mais compressível entre os planos de xistosidade. Nesta direcção verifica-se também, como se verá adiante, a resistência mais elevada à compressão. Os maciços rochosos podem também exibir idêntico tipo de comportamento ditado pela anisotropia da própria rocha ou pela orientação preferencial de descontinuidades. Tal circunstância assume-se de elevada importância para alguns tipos de estruturas, como por exemplo para barragens de grande porte, em que o comportamento anisotrópico das fundações pode ser indesejável e obrigar a precauções especiais. Na Figura 3.19 apresentam-se os resultados obtidos no estudo da deformabilidade do maciço de fundação da barragem da Aguieira, constituído por um xisto grauvacóide com graus de alteração variáveis de ponto para ponto do maciço. Cada curva corresponde a um local onde foram realizados ensaios segundo duas direcções. Como se vê a anisotropia é acentuada, para todos os locais, e o andamento das curvas de variação do módulo de deformabilidade (equivalente ao módulo de elasticidade para um material não elástico) evidencia o PROPRIEDADES ÍNDICE E CLASSIFICAÇÃO DAS ROCHAS 3.23
  41. 41. GEOLOGIA DE ENGENHARIA facto, também verificado nos ensaios de compressão uniaxial, de o menor valor se registar para uma direcção intermédia entre a normal e a paralela à xistosidade. Xisto n.º 1 E 1 = 76300 MPa E 2 = 97600 MPa Xisto n.º 2 E 1 = 42000 MPa E 2 = 78600 MPa Xisto n.º 3 E 1 = 20400 MPa E 2 = 64800 MPa Figura 3.18 − Anisotropia da deformação de rochas xistosas. 3.24 PROPRIEDADES ÍNDICE E CLASSIFICAÇÃO DAS ROCHAS
  42. 42. GEOLOGIA DE ENGENHARIA Figura 3.19 − Módulos de deformabilidade do maciço de fundação da barragem da Aguieira (xisto grauvacóide). 3.4.2 Anisotropia de resistência Tal como em relação à deformabilidade, algumas rochas de certo tipo poderão exibir anisotropia em relação à resistência à compressão. No caso das rochas xistosas é frequente verificarem-se valores mais elevados da resistência à rotura quando a carga é aplicada perpendicularmente aos planos de xistosidade, registando-se o valor mínimo quando a carga é aplicada numa direcção oblíqua à xistosidade (Figura 3.20). Este aspecto é perfeitamente compreensível, se considerarmos os planos de xistosidade como superfícies de maior fraqueza da rocha, e compararmos o comportamento desta com o de um material isotrópico em que ocorre uma fractura não rugosa. A anisotropia de resistência para o comportamento frágil explica-se pela distribuição não aleatória das orientações das fissuras. Na Figura 3.21 está representada a variação da resistência à compressão de uma rocha com a inclinação dos planos de xistosidade em relação à vertical. Verifica-se que num determinado intervalo de variação desta inclinação a rotura da amostra se dá por corte ao longo de um destes planos de xistosidade (a curva a tracejado indica a resistência ao corte) PROPRIEDADES ÍNDICE E CLASSIFICAÇÃO DAS ROCHAS 3.25
  43. 43. GEOLOGIA DE ENGENHARIA Figura 3.20 − Influência da direcção da carga com a resistência dum filádio grafitoso (tipo xisto argiloso). Figura 3.21 − Curva polar da resistência em compressão simples de uma rocha com xistosidade. 3.26 PROPRIEDADES ÍNDICE E CLASSIFICAÇÃO DAS ROCHAS
  44. 44. GEOLOGIA DE ENGENHARIA Figura 3.22 − Tensão de rotura em função da orientação das descontinuidades (ensaio com pressão de confinamento). Na Figura 3.22 pode verificar-se que o valor da resistência é variável em função da orientação relativa da descontinuidade (ex. diaclase ou plano de xistosidade) e da direcção da carga, sendo mínima a resistência para uma direcção oblíqua a estas direcções. Registe-se, ainda, que o valor mínimo é função do ângulo de atrito da descontinuidade, o que se afigura lógico por a rotura se dar, neste caso, quando nesta é excedida a resistência ao escorregamento. Figura 3.23 − Influência na resistência de duas descontinuidades (ensaio com pressão de confinamento). PROPRIEDADES ÍNDICE E CLASSIFICAÇÃO DAS ROCHAS 3.27
  45. 45. GEOLOGIA DE ENGENHARIA Também, com base no representado nas Figura 3.22 e Figura 3.23, percebe-se facilmente a influência que a ocorrência de descontinuidades com diversas orientações tem na resistência dos maciços rochosos. Para tal, basta considerar o efeito na diminuição da resistência provocada por cada descontinuidade e sobrepor os efeitos devidos a cada uma delas, para verificar que a resistência global do maciço rochoso poderá ser grandemente afectada. Bibliografia Ingeniería geológica / Luis I. González de Vallejo... [et al.]. - Madrid [etc.] : Prentice Hall, 2002. Practical Rock Engineering / Evert Hoek, 2000 Edition, http://www.rocscience.com Mecânica das Rochas / por Manuel Rocha. - Lisboa : LNEC, 1981. 3.28 PROPRIEDADES ÍNDICE E CLASSIFICAÇÃO DAS ROCHAS
  46. 46. GEOLOGIA DE ENGENHARIA 4. DESCONTINUIDADES 4.3 INTRODUÇÃO O projecto de qualquer estrutura a implantar no terreno, seja localizada à superfície ou no espaço subterrâneo, deve incluir um minucioso estudo das estruturas geológicas do local da construção. A descrição da qualidade de um maciço, especialmente de um maciço rochoso, inclui por sistema a análise das características das descontinuidades ocorrentes nesses locais. São as descontinuidades, com efeito, que condicionam as propriedades geotécnicas de grande número de terrenos (maciços terrosos rijos e maciços rochosos) conferindo-lhes um comportamento em termos de deformabilidade, resistência ao corte e permeabilidade substancialmente diferente do material que constitui esses maciços. A fotografia da Figura 4.1 mostra a forma duma cunha de um bloco de rocha, delimitado por duas descontinuidades que se intersectaram, que se destacou provocando o recuo da face do talude. Qualquer outra escavação no pé do talude pode igualmente determinar instabilidades similares de cunhas, as quais poderão levar à destruição de várias habitações construídas ao longo da crista da escarpa. A estabilidade das fundações destas habitações depende fundamentalmente das propriedades das descontinuidades, isto é, da sua orientação, desenvolvimento e resistência ao deslizamento. No caso presente, a resistência da rocha propriamente dita, de valor elevado para suportar as cargas transmitidas pelas fundações, não é determinante para a estabilidade. Este é um exemplo típico da situação onde o projecto da fundação deve ter como enfoque a geologia estrutural do local e não a resistência da rocha. A análise de estabilidade de blocos em fundações rochosas requer o conhecimento de informação fidedigna de dois tipos de características das descontinuidades: – orientação e dimensões das descontinuidades, as quais definem a forma e grandeza dos blocos, e a direcção segundo a qual o bloco pode deslizar; – as propriedades de resistência ao deslizamento das descontinuidades, que determinam a resistência ao escorregamento dos blocos. DESCONTINUIDADES 4.1
  47. 47. GEOLOGIA DE ENGENHARIA Figura 4.1 - A intersecção de descontinuidades numa rocha muito resistente produziu o colapso de blocos da fundação das casas construídas junto à crista da escarpa. 4.4 TIPOS DE DESCONTINUIDADES Sob a designação de descontinuidade engloba-se qualquer entidade geológica que interrompa a continuidade física de uma dada formação. As caracterizações geológicas classificam geralmente as descontinuidades de acordo com o modo da sua formação. Isto é usual na geologia de engenharia porque descontinuidades de cada categoria têm propriedades similares, no que respeita às dimensões e propriedades de resistência ao deslizamento, que podem ser utilizadas nas análises preliminares das condições de estabilidade do local. Apresentam-se de seguida os tipos mais frequentes de descontinuidades que se podem observar na natureza. a) Falha (fault) Fractura em que houve um deslocamento de grandeza significativa ao longo da superfície de separação das partes, esta usualmente designada por superfície ou plano de falha. As superfícies dos blocos que delimitam a falha designam-se por paredes de falha e o espaço compreendido entre estas designa-se por caixa de falha. Uma parede de falha polida por atrito entre blocos designa-se por espelho de falha (slickenside), enquanto que a brecha de esmagamento das paredes de uma falha é designada por milonito. As falhas raramente são unidades planas singulares já que ocorrem 4.2 DESCONTINUIDADES
  48. 48. GEOLOGIA DE ENGENHARIA normalmente como conjuntos de descontinuidades paralelas ou sub-paralelas, constituindo famílias, ao longo das quais se registou movimento numa maior ou menor extensão. b) Superfície de estratificação (bedding) Descontinuidade paralela à superfície de deposição dos sedimentos, a qual pode ou não ter uma expressão física. De notar que a atitude original da superfície de estratificação não deverá ser assumida como horizontal. c) Foliação (foliation) Descontinuidade determinada pela orientação paralela dos minerais lamelares ou bandas minerais nas rochas metamórficas. d) Diaclase (joint) Fractura em que não houve significativo deslocamento ao longo da superfície de rotura. Em geral diaclases intersectam superfícies primárias tais como superfícies de estratificação, de clivagem e de xistosidade. Designam-se por diaclases de corte (shear joint) aquelas que são devidas a tensões de corte e por diaclases de tracção (tension joint) as que são originadas por tensões de tracção. Um conjunto de diaclases sensivelmente paralelas numa dada região designa-se por família de diaclases (joint set), enquanto o conjunto de duas ou mais famílias de diaclases nessa região designa-se por sistema de diaclases (joint sistem). Duas famílias de diaclases com orientações aproximadamente normais entre si designam-se por ortogonais. No caso das diaclases, é relativamente frequente a ocorrência de três famílias principais com atitudes sensivelmente normais entre si, como ocorre muitas vezes em maciços de rochas ígneas, ou mesmo nos maciços sedimentares e metamórficos em que uma das famílias corresponde, respectivamente, às superfícies de estratificação e de xistosidade. e) Clivagem de fractura (cleavage) Fracturas paralelas formadas em camadas rochosas de baixa resistência, ditas incompetentes, intercaladas em camadas com graus de resistência superior (competentes) são descontinuidades conhecidas por clivagens de fractura. Tais tipos de descontinuidades podem, por exemplo, formar-se num xisto argiloso intercalado entre duas camadas de arenito de resistência muito superior que, ao serem dobrados, levam ao surgimento de superfícies de fractura oblíquas à superfície de estratificação. Subentende-se, nesta designação, que a formação das superfícies de clivagem não é controlada pela orientação paralela das partículas minerais. f) Xistosidade (schistosity) É a foliação no xisto ou em outra rocha cristalina de grão grosseiro resultante da disposição em planos paralelos dos minerais do tipo lamelar e/ou prismáticos, tal como a mica. DESCONTINUIDADES 4.3
  49. 49. GEOLOGIA DE ENGENHARIA Quando se procede à caracterização das descontinuidades, algumas, como as falhas, são em regra estudadas individualmente. Isto porque, normalmente, para um dado local o número das que têm alguma importância geotécnica é reduzido e, além disso, têm frequentes vezes orientações e propriedades físicas diferentes umas das outras. Outras, como as diaclases e as superfícies de estratificação e de xistosidade, que conduzem isoladamente ou associados entre si à compartimentação dos maciços, ocorrem em geral em grande número, associadas em famílias (conjunto de descontinuidades com idêntica orientação e génese), o que justifica que o seu estudo se revista de um carácter estatístico. Nas aplicações práticas de engenharia são de uso corrente as designações das categorias de descontinuidades apresentadas podendo algumas das propriedades ser inferidas desde logo em função daquelas categorias. Por exemplo, falhas são estruturas principais contendo preenchimentos pouco resistentes, tais como rocha esmagada e milonito argiloso, enquanto diaclases têm desenvolvimentos menores que o das falhas e o seu preenchimento é frequentemente fino e coesivo ou nem sequer existe. Contudo as designações geológicas por si só raramente fornecem informação detalhada das propriedades das descontinuidades para efeitos de dimensionamento em projecto, especialmente para fundações onde características, como a espessura do preenchimento, podem ter uma significativa importância nos assentamentos. Por esta razão, descrições geológicas são correntes para a compreensão das condições locais, mas estudos geotécnicos mais específicos serão quase sempre necessários antes de proceder ao dimensionamento definitivo da obra. 4.5 COMPARTIMENTAÇÃO DOS MACIÇOS ROCHOSOS Os parâmetros relativos às descontinuidades que determinam a forma e dimensão dos blocos que compartimentam os maciços rochosos são a orientação e número de famílias, o desenvolvimento e o espaçamento. Os desenhos da Figura 4.2 ilustram como estas propriedades podem influenciar a estabilidade da fundação. Em ambos os casos existem duas famílias de descontinuidades: a família A (set A) mergulha cerca de 40º no sentido da face do talude e a família B (set B) mergulha para o interior com uma pendente elevada. 4.4 DESCONTINUIDADES
  50. 50. GEOLOGIA DE ENGENHARIA Figura 4.2 – Influência do desenvolvimento e orientação das descontinuidades numa fundação: (a) descontinuidades contínuas mergulhando para o interior do talude – fundação estável; (b) descontinuidades contínuas mergulhando para fora da face do talude - fundação instável. No caso da Figura 4.2a as descontinuidades da família A são descontínuas (pouco persistentes) e mais espaçadas que as da família B. Esta fundação deverá ser estável porque as descontinuidades aflorando na face do talude não são contínuas e apenas um pequeno bloco instável se forma junto da face. Pelo contrário, na Figura 4.2b as descontinuidades mergulhando no mesmo sentido da face do talude são extensas e possibilitam o movimento do conjunto da fundação sobre aquelas, constituindo as descontinuidades da família B fracturas de tracção (tension cracks). Um exemplo típico da situação referida pode corresponder ao de uma formação de arenito estratificado contendo uma família conjugada de descontinuidades pouco persistentes. Se as camadas mergulham para o interior do talude a fundação pode ser estável, e se mergulham para fora da face com um ângulo de 40º, que é frequentemente maior que o ângulo de atrito das superfícies de estratificação do arenito, é provável que a fundação venha a escorregar sobre estas descontinuidades. As condições mostradas na Figura 4.2 ilustram também a influência do espaçamento das descontinuidades nos assentamentos. Neste exemplo, o espaçamento das descontinuidades é tal que a sapata assenta predominantemente na rocha intacta. Consequentemente é pouco provável a ocorrência do fecho das descontinuidades e o assentamento será função do módulo de deformabilidade da rocha intacta. Contudo, no caso duma rocha muito fracturada, o assentamento pode ocorrer como resultado do fecho das descontinuidades, particularmente se o preenchimento DESCONTINUIDADES 4.5
  51. 51. GEOLOGIA DE ENGENHARIA incluir um material compressível, tal como argila, sendo neste caso o assentamento função do módulo de deformabilidade do maciço rochoso que constitui o conjunto da fundação. Quanto à estabilidade global da fundação registe-se que uma rocha intensamente fracturada pode ser suficientemente indentada para evitar o movimento do conjunto da fundação num tipo de rotura em bloco como o mostrado na Figura 4.2b. Por outro lado, o destaque de blocos de pequena dimensão pode gerar-se como resultado da acção do gelo ou da acção erosiva de um rio e, em consequência poderá dar-se o descalce da fundação (Figura 4.2a). 4.5.1 Orientação das Descontinuidades O primeiro passo na investigação das descontinuidades duma fundação consiste na análise da orientação e identificação das famílias de descontinuidades, ou descontinuidades singulares, que podem determinar blocos de rocha potencialmente instáveis. A informação sobre a orientação das descontinuidades pode ser obtida a partir de diferentes fontes, tais como mapeamentos de superfície e subterrâneos, amostras e furos de sondagens, sendo necessário combinar os dados num sistema que possibilite a respectiva análise. Esta análise é facilitada pelo uso de métodos simples e precisos que exprimem a orientação da descontinuidade. A orientação, ou atitude duma descontinuidade no espaço é definida pelo pendor ou mergulho da linha de maior declive (dip) do respectivo plano que a contem (Figura 4.3), através do ângulo medido no sentido descendente a partir da horizontal (y), e pelo azimute da direcção dessa mesma linha (dip direction), sendo medido este ângulo a partir do Norte no sentido dos ponteiros do relógio (a). a - azimute da linha de maior declive (dip direction) y - pendor ou mergulho da linha de maior declive (dip) Figura 4.3 – Terminologia definindo a orientação do plano duma descontinuidade N60E,30SE: (a) vista isométrica; (b) vista em planta. 4.6 DESCONTINUIDADES
  52. 52. GEOLOGIA DE ENGENHARIA Nas aplicações práticas, mormente quando se fazem tratamentos estatísticos ou análises de estabilidade de maciços rochosos, é usual representar os dados de orientação na forma azimute da direcção (3 dígitos) / pendor (2 dígitos), tal como 150/30 e 040/60. Alguns profissionais, nomeadamente geólogos, preferem representar a orientação das descontinuidades pelos valores do azimute da recta de nível (strike), medido a partir do Norte, para Este ou Oeste por forma a não ultrapassar 90º, e pelo pendor da recta de maior declive. Esta representação resulta do facto de ser sob esta forma que os dados de campo são colhidos utilizando uma bússola provida de clinómetro (Figura 4.4). Nestas condições as orientações das descontinuidades acima dadas como exemplos teriam, respectivamente, as designações N60E,30SE e N50W,60NE. Figura 4.4 – Bússola provida de clinómetro No que se refere ao tratamento da representação da orientação das descontinuidades há a referir uma dualidade de critérios de tratamento em função do tipo de descontinuidades. Algumas, pela sua grande importância constituindo singularidades específicas, têm representação individual, como é o caso por exemplo das falhas e dos filões. Por tal, são estudadas em pormenor, em afloramentos ou no interior dos maciços, à custa da realização de trabalhos de prospecção e representadas uma a uma em cartas geológicas, perfis geológicos e blocos-diagrama. No caso de descontinuidades que ocorrem em grande número, no todo conduzindo à compartimentação geral do maciço, torna-se impossível representá-las na totalidade, pelo que se recorre com frequência à análise estatística das suas características, sobretudo das atitudes medidas (em regra da ordem das centenas), com vista a obter uma imagem do tipo de compartimentação; neste caso é usual apresentar-se numa planta geológica apenas algumas atitudes representativas e um esquema gráfico com o tratamento do conjunto das medições efectuadas e, em complemento, descrever-se num relatório a envolvente das propriedades físicas, para cada família de descontinuidades. DESCONTINUIDADES 4.7
  53. 53. GEOLOGIA DE ENGENHARIA Antes de iniciar o registo das respectivas atitudes, porém, é indispensável definir, a partir do conhecimento de superfície, zonas do maciço com características próprias no que se refere à atitude das descontinuidades e só depois, dentro de cada zona, fazer o respectivo tratamento estatístico. Quando se procede ao estudo de um maciço de fundação de uma barragem, por exemplo, é costume, mesmo quando não há evidências nítidas de variação de atitude das descontinuidades de margem para margem, proceder à análise estatística separada das medições feitas em cada uma das margens; se a observação dos resultados mostrar não haver qualquer variação significativa das atitudes das descontinuidades, de uma para outra margem, faz então sentido proceder ao tratamento global de toda a informação, utilizando para o efeito um só gráfico de projecção. Outro exemplo característico é o do levantamento geológico de descontinuidades ao longo de um túnel mais ou menos extenso; neste caso o tratamento estatístico das medições das atitudes deve começar por ser parcelar, interessando trechos relativamente pouco extensos do túnel e só no caso de manutenção das atitudes pelas famílias mais representativas ao longo dos vários trechos, faz sentido agrupar as medições e fazer a análise de conjunto do maciço atravessado pelo túnel. A obtenção dos elementos de estudo no caso de descontinuidades numerosas faz-se, tal como as de expressão individual: quer a partir da observação de afloramentos, quer a partir da observação directa ou indirecta do interior dos maciços através de trabalhos de prospecção (poços, galerias e sondagens). 4.5.1.1 Método da Roseta O método da roseta é um tipo de representação gráfica da orientação das descontinuidades. Trata-se de um método gráfico de simples execução em que se dispõe de uma base circular dividida de 0º a 360º, frequentemente em sectores de 10º, correspondentes às direcções das descontinuidades e em que o número de medições para cada família é dado pelo comprimento do respectivo sector, medido a partir do centro do círculo. Neste tipo de representação, não há lugar para a indicação da inclinação individual das descontinuidades no gráfico, sendo somente indicado, da forma como se mostra na Figura 4.5, o intervalo de variação das inclinações das descontinuidades pertencentes a cada família. Considera-se que esta representação é relativamente pobre na informação que contem quando se pretende proceder a análises detalhadas, já que unicamente fornece campos de valores sem indicar qual a relativa probabilidade de ocorrência no cômputo global das medições efectuadas. Por isto, importa referir as técnicas de tratamento estatístico dos elementos relativos à orientação das descontinuidades numerosas e forma de representação gráfica adequada dos respectivos resultados. As representações mais usadas nas aplicações da engenharia civil são as projecções hemisféricas que só consideram a posição relativa dos ângulos das rectas e dos planos, e nunca a sua localização absoluta. 4.8 DESCONTINUIDADES
  54. 54. GEOLOGIA DE ENGENHARIA Figura 4.5 – Representação da orientação das descontinuidades pelo método da roseta 4.5.1.2 Projecção Hemisférica A projecção hemisférica é um método de representação e análise das relações tri-dimensionais entre planos e rectas num diagrama bi-dimensional. Tem sido uma ferramenta largamente utilizada no campo da geologia estrutural e mais recentemente a sua utilização tem tido um grande incremento na resolução de problemas de engenharia. As bases do método e as suas aplicações práticas são descritas por vários autores tais como Goodman (1976), Hoek & Brown (1980), Hoek & Bray (1981) e Priest (1980, 1985)1. Imagine-se uma esfera livre de se mover no espaço e que por tal a podemos colocar por forma a um dado plano passar pelo seu centro. A intersecção do plano com a superfície da esfera é um círculo maior, correspondente ao perímetro da área sombreada da Figura 4.6. A recta perpendicular ao plano e passando pelo centro da esfera intersecta esta em dois pontos diametralmente opostos designados por polos do plano. Uma vez que o círculo maior e os polos representando o plano surgem nas partes superior e inferior da esfera, só será necessário um hemisfério para representar e trabalhar os dados do plano. 1 Sobre este tema recomenda-se a consulta do livro “Hemispherical Projection Methods in Rock Mechanics” da autoria de S. D. Priest. DESCONTINUIDADES 4.9

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