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TEMA 7: ALTERACIÓN MECÁNICA
Los procesos de alteración
mecánica suponen la modificación de las propiedades mecánicas de los
materiales sin producir cambios en su composición química y/o en su
composición mineral. La mayor parte de estos procesos se deben a la
acción de esfuerzos sobre el material, que pueden generar deformaciones
internas en forma, generalmente, de micro- y macrofracturas, por lo que
su resultado más común es una pérdida de cohesión del material y su
rotura.
El origen de los esfuerzos
puede ser tanto interno, esto es, generado en el interior del material
como resultado de los efectos de los factores y agentes degradantes
(e.g., cambios de volumen debidos a incrementos térmicos, cristalización
de hielo, cristalización e hidratación de sales, etc.), como externo
(i.e., estructurales), generado por el peso de los materiales que
soporta en la obra arquitectónica o por factores externos particulares
(e.g., subsidencia del terreno, terremotos, frecuentes vibraciones,
etc.). Otros procesos mecánicos son erosivos, esto es, producen pérdida
de materia por abrasión o impacto (e.g., abrasión eólica). De entre
estos procesos de deterioro excluiremos en este tema los generados por
cristalización e hidratación de sales, que serán tratados en un tema
específico dedicado al efecto de las sales solubles.
EXPANSIÓN TÉRMICA
DIFERENCIAL DE MINERALES Y ROCAS
Es conocido que el incremento
de la temperatura de cualquier material conlleva, por lo general, un
aumento de su volumen (Figura 1), fenómeno que se define como
expansión volumétrica de origen térmico a presión constante, o
simplemente expansión térmica, y su medida se realiza en
términos del coeficiente de expansión térmica (a).
Este comportamiento de la materia tiene como resultado la frecuente
degradación mecánica de los materiales pétreos cuando son sometidos a
ciclos de calentamiento y enfriamiento continuados, ya que las
consiguientes expansiones y contracciones volumétricas generan esfuerzos
que pueden llegar producir la fracturación de estos materiales por
fatiga, y eventualmente llegar a su disgregación granular.
Figura 1.- Expansión
térmica volumétrica de cuarzo, calcita, aragonito feldespatos y
hornblenda (tomado de Winkler, 1973).
Puesto que la mayoría de los
minerales que forman los materiales pétreos son anisótropos respecto de
la expansión térmica, sufren cambios de dimensiones distintos según las
distintas direcciones cristalinas para un incremento de temperatura dado
(Figura 2). Es el caso del cuarzo-a,
se expande más perpendicularmente a su eje c que paralelamente a él.
Este comportamiento, denominado expansión térmica diferencial,
generara una distribución de esfuerzos heterogénea en los agregados
poligranulares de rocas a escala de los contactos de grano, de forma que
los mayores esfuerzos se concentran en aquellos contactos cuya traza sea
aproximadamente perpendicular a direcciones cristalográficas con máximo
coeficiente de expansión térmica lineal. (e.g., un contacto entre dos
granos de cuarzo cuyos ejes c se dispongan aproximadamente paralelos al
mismo, Figura 3). Estos contactos de grano degenerarán en microfracturas
preferentemente respecto de otros contactos de grano en los que las
orientaciones de los minerales sea más favorables (e.g., un contacto
entre dos granos de cuarzo cuyos ejes c se dispongan aproximadamente
perpendicularmente al mismo, Figura 3).
Si consideramos elementos
constructivos discretos (i.e., un sillar), cuyos granos constituyentes
están distribuidos al azar, la situación global de esfuerzo tendrá un
carácter isótropo a esa escala, esto es, no habrá direcciones
preferentes de rotura. En estas situaciones se generan sistemas de
microfraccturas irregulares que se distribuyen entre granos con
coeficientes de expansión elevados. Las microfracturas se desarrollarán,
preferentemente, durante los procesos de contracción de volumen (en
general, enfriamiento), ya que la resistencia a la tensión de las rocas
es, aproximadamente, un orden de magnitud menor que su resistencia a la
compresión.
Figura 2.- Expansión
térmica lineal de cuarzo, calcita y feldespatos (tomado de Winkler,
1973).
Figura 3.- Distribución de
esfuerzos sobre los contactos de grano en un agregado poligranular de
cuarzo (e.g., cuarcita).
Esta situación es la
encontrada cuando el material es poliminerálico o monominerálico (como
cuarcitas), aunque en el caso de mármoles y calizas la situación
presenta peculiaridades debido a los signos distintos de los
coeficientes de expansión lineales de la calcita perpendicular y
paralelamente a su eje c (para incrementos positivos de temperatura, la
calcita se expande según su eje c y se contrae perpendicularmente al
mismo, aunque en conjunto se produce un incremento de volumen, Figuras 1
y 2). Así, en un proceso de calentamiento se producirán esfuerzos
compresivos entre dos granos de calcita con sus ejes c orientados
aproximadamente perpendicularmente al contacto entre los granos,
mientras que se producirán esfuerzos tensionales entre dos granos de
calcita cuyos ejes c estén orientados aproximadamente paralelos a su
contacto de grano. En esta situación de calentamiento, tenderán a
producirse microfracturas en el último tipo de contacto de grano
descrito sometido a tensión, por las razones indicadas más arriba al
respecto de las diferencias entre la resistencia a la compresión y
tensión de los materiales pétreos. No obstante, en el proceso de
enfriamiento subsecuente se producirán los efectos contrarios, tendiendo
a abrirse las microfracturas a lo largo de los contactos entre granos
cuyos ejes c estén orientados aproximadamente perpendicularmente al
contacto entre los mismos. El resultado es que los mármoles calcíticos
se deterioran rápidamente por este proceso, tanto durante los ciclos de
calentamiento como de enfriamiento, por contraste con otros materiales
pétreos comunes que se deterioran preferentemente durante los ciclos de
enfriamiento. Este proceso de deterioro se acrecienta si el mármol (o
cualquier otro tipo de roca) presenta fábrica cristalográfica, esto es,
si existe una orientación preferente de los ejes c de los granos de
calcita según una dirección dada. En estas rocas, las microfracturas
producidas por los esfuerzos tensionales tenderán a coalescer
rápidamente, llegándose a la macrofracturación con más facilidad. De
hecho, este proceso de deterioro por decohesión intergranular es muy
común en mármoles, ya presenten fábricas cristalográficas o no,
pudiéndose constatar por el aspecto poco compacto del material, que
tiende a disgregarse dando granos aislados de calcita. Cuando estos
mármoles alterados se fracturan, lo hará según discontinuidades que
pasan por los límites de grano, no por el interior de los mismos, como
sería el caso de un mármol sano (Figura 4). En la terminología italiana
este tipo de mármol alterado se denomina "cotto" (i.e., cocido),
cuyo deterioro puede haberse producido, al menos en parte, ya en la
cantera si los bloques han estado durante un cierto tiempo a la
intemperie.
Figura 4. Imagen y esquema
de un mármol de Carrara deteriorado en microscopía de luz polarizada
(nícoles paralelos). Nótese la fuerte disgregación, motivada por la
existencia de microfracturas abiertas entre los granos minerales (tomado
de Lazzarii y Laurenzi-Tabasso, 1986).
Los esfuerzos generados en los
materiales pétreos debidos a cambios de volumen por causas térmicas
pueden evaluarse, bajo una aproximación lineal, teniendo en cuenta las
relaciones entre esfuerzo compresivo lineal (sl),
deformación lineal (el),
incremento de longitud (Dl),
incremento de temperatura (DT)
y coeficiente de expansión térmica lineal (l).
Así, en los tramos donde existe proporcionalidad lineal entre esfuerzo y
deformación (tramos elásticos definidos por la ley de Hooke) se verifica
la relación:
donde E es la constante de
proporcionalidad, o módulo de elasticidad o de Young:
Puesto que la deformación
lineal se define como la razón entre el incremento de longitud y la
longitud inicial:
tenemos que:
Por otra parte, el coeficiente
de expansión térmica lineal representa los incrementos relativos de
longitud producidos al aumentar la temperatura en un grado a presión
constante:
de donde puede despejarse
Dl/lo:
y sustituirse en la expresión
anterior que define
sl:
sl
= E·el
= E·(Dl/lo)
= E·(l·DT)
Esta expresión permite
calcular el esfuerzo compresivo lineal soportado por un material con
módulo de elasticidad E y coeficiente de expansión lineal
l
para un incremento de temperatura dado, siempre que el material presente
un comportamiento mecánico elástico o casi-elástico para la deformación
inducida por tal esfuerzo. Este es el caso de una gran parte de los
materiales pétreos en condiciones de presión y temperatura atmosféricas,
que son además frágiles (los límites de proporcionalidad, de elasticidad
y de rotura están muy próximos, Figura 5). Para estos materiales, el
conocimiento del módulo de elasticidad y de la resistencia a la
compresión permite tener una idea bastante aproximada de las curvas
esfuerzo-deformación (Figura 5), lo que permite evaluar la respuesta del
material ante la acción de esfuerzos compresivos, como los generados por
expansiones volumétricas de origen térmico.
 
Figura 5.- Curvas
esfuerzo-deformación para materiales elásticos y frágiles, como una gran
parte de los materiales pétreos utilizados en construcción y
ornamentación.
Esto se ilustra a continuación
con un cálculo del esfuerzo compresivo lineal generado por un incremento
de temperatura (DT)
de 50ºC en una roca caliza o en un mármol, asumiendo un coeficiente de
expansión térmica lineal (l)
de 8·10-6 ºC-1 (una estimación intermedia entre
los coeficientes de expansión paralelo y perpendicular al eje c de la
calcita, de 25.1·10-6 ºC-1 y -4.9·10-6
ºC-1, respectivamente) y un módulo de elasticidad (E) de
700000 kg/cm2:
sl
= E·l·DT
= 700000·(8·10-6)·50 = 280
kg/cm2
Este resultado, que es una
aproximación ya que no se considera la expansión volumétrica, sino la
lineal, indica que pueden alcanzarse esfuerzos compresivos
significativos, de hasta unos cientos de kg/cm2 en una
situación extrema (incrementos de 50ºC pueden darse en climas
desérticos). Estos esfuerzos no son, por lo general, suficientes para
fracturar las rocas, ya que para el caso que nos ocupa, la resistencia a
la compresión de calizas y mármoles oscila entre 600-3000 kg/cm2
(e.g., mármol de Macael, 680-980 kg/cm2, Guardia-Olmedo et
al., 1986), aunque en determinadas circunstancias, como sería el caso de
un mármol con fábrica cristalográfica con los ejes c de la calcita
orientados, los esfuerzos compresivos generados en contactos de grano
perpendiculares a esta orientación serían bastante mayores (próximos o
superiores a la resistencia a la compresión), de hasta 878.5 kg/cm2,
ya que a lo largo del eje c la calcita presenta un coeficiente de
expansión lineal mucho mayor (25.1·10-6 ºC-1).
Figura 6.- Esfuerzos
compresivos y deformaciones lineales generados por incrementos térmicos
en un mármol con módulo de elasticidad de 700000 kg/cm2,
asumiendo coeficientes de expansión térmica lineales de 25.1·10-6
ºC-1 (máximo de calcita, paralelamente al eje c) y 8.6·10-6
ºC-1 (valor intermedio). Nótese que los cálculos se han
realizado asumiendo un comportamiento elástico en todo el espectro de
incrementos de T, lo cual no es cierto ya que para incrementos de T
inferiores a unos 75 ºC y 200 ºC se supera la resistencia a la
compresión en ambos casos (y
l
es función de T).
No obstante, los esfuerzos
generados para cambios de temperatura diarios propios de climas
templados no son, por lo general, suficientes para superar la
resistencia mecánica de las rocas, ya sean mármoles o de cualquier otro
tipo, aunque hay que tener en cuenta que éstas se fracturarán
preferentemente durante ciclos de contracción, no de expansión, ya que
sus resistencias a la tracción son menores (la resistencia a la tracción
de calizas y mármoles oscila entre 60-300 kg/cm2).
Efecto de cambios de
temperatura globales
Evidentemente, si los
minerales o componentes de un material sufren expansiones y
contracciones de volumen, los propios materiales (i.e., rocas) los
sufrirán igualmente. Estos cambios globales tienen un efecto doble.
·
Por una parte, las expansiones y
contracciones continuadas producen fatiga del material, lo cual conlleva
su fracturación con el tiempo. Esto se debe a que, si bien los esfuerzos
generados en el interior del material pueden no ser suficientes para
superar su resistencia mecánica, su efecto continuado produce cada vez
menor resistencia del mismo a la deformación permanente (i.e, fatiga),
llegándose finalmente a la rotura.
·
Por otra parte, hay que tener en
cuenta las condiciones de confinamiento del material. Si el material se
encuentra no confinado, esto es, no existe materia que ofrezca
resistencia a los cambios de volumen fuera de sus límites, la
dilataciones y compresiones no producen tensiones adicionales. Si por el
contrario sí se encuentra confinado, como sería el caso del material de
muros, columnas, morteros, etc., los cambios de volumen producen
tensiones sobre el material adyacente y sobre el propio material. Así,
si suponemos bloques de rocas adyacentes en contacto (sillares,
tambores,...), pueden desarrollarse fracturas inducidas por las
tensiones generadas al aumentar de volumen los bloques. Si suponemos
bloques en contacto a través de un mortero, las tensiones generadas por
los cambios de volumen serán absorbidas más fácilmente, ya que las
deformaciones se concentrarán en el mortero, dadas sus características
de mayor plasticidad y, en general, porosidad. En estas condiciones, el
mortero será el que ofrezca mayores síntomas de deterioro por pérdida de
cohesión.
Si las rocas son porosas, los
esfuerzos generados, particularmente los de compresión, son absorbidos,
al menos en parte, por deformación interna de los poros. Esto supone que
las rocas porosas tenderán a sufrir menos deterioro por causas térmicas
que las rocas poco porosas.
Finalmente, hay que tener en
cuenta que la intensidad de este proceso de deterioro en las rocas por
cambios volumétricos depende no sólo la diferencia de temperatura
alcanzada en los ciclos de calentamiento y enfriamiento (que controlan
los incrementos volumétricos totales), sino la rapidez y frecuencia de
los mismos. Así, un rápido enfriamiento de un material expuesto al sol
por una súbita tormenta es más dañino que unos cambios lentos. Es por lo
tanto importante controlar las superficies expuestas al sol y al mismo
tiempo las que sufren más frecuentemente la caída directa del agua de
lluvia, sobre todo en verano.
Efecto de gradientes
térmicos
A parte de los cambios de
volumen globales de los materiales y entre distintos elementos
constructivos (e.g., bloques), hay que considerar los cambios absolutos
entre distintas partes de un mismo elemento. Esto se debe a que los
materiales pétreos son malos conductores del calor, lo cual genera
gradientes térmicos entre la superficie y el interior de un bloque
cuando es calentado (Figura 7).
La Figura 7 muestra la
distribución de temperatura durante un día de verano en el interior de
un bloque de granito del desierto de California, en relación con las
temperaturas máxima y mínima del aire en el mismo día. La temperatura
máxima de la superficie de la roca es un 33% más alta que la de la
temperatura máxima del aire. Las deformaciones lineales pueden alcanzar
valores de hasta 0.025%. Si en vez de un granito, consideramos una roca
con mayor capacidad de absorción del calor, la temperatura máxima
alcanzada en el borde podría haber superado los 55 °C (en algunos casos
se ha citado hasta 80 °C). Estos ejemplos pueden aplicarse igualmente a
bloques de rocas utilizados como material de construcción, sobre todo en
climas relativamente calurosos en verano, como podría ser nuestro propio
caso local de Granada.
En respuesta de estos
gradientes de temperatura, se establecen gradientes en la variación del
volumen por expansión térmica, es decir, las partes superficiales se
expanden y contraen más que las interiores, lo cual genera tensiones
entre las distintas partes del bloque que pueden dar lugar a
fracturación. De nuevo, la fracturación es más probable que se produzca
durante el enfriamiento, dado que los esfuerzos son tensionales con la
contracción térmica. Casos especialmente agresivos por la velocidad de
deterioro serían los producidos por enfriamiento rápido de una
superficie caliente al llover.
Figura 7.- Gradiente de
temperatura en el interior de un bloque de granito del desierto de
Mojave, California (de Roth, 1965, tomado de Winkler, 1973).
Dado que la conductividad
térmica del aire y agua son muy bajas, menores en tres órdenes de
magnitud respecto de las de las rocas, se podría deducir que este
proceso de deterioro debería ser más importante en rocas porosas que en
rocas compactas, ya que las primeras presentan conductividad térmica
efectiva menor al contener aire y/o agua en los poros. Estas rocas
presentarán gradientes de temperatura mayores, y por lo tanto cambios de
volúmenes más contrastados. Sin embargo, hay que tener en cuenta que las
tensiones generadas pueden absorberse por deformación interna de los
poros, por lo que la roca en sí puede no fracturarse y perder cohesión.
Efecto del agua
Independientemente de los
procesos de disgregación, la formación de microfracturas produce un
aumento de la porosidad, lo que tiene un efecto deteriorante secundario
dada la mayor posibilidad de absorción de agua y por lo tanto de
alteraciones de tipo físico y químico ligadas a la misma. Así, algunos
experimentos de laboratorio confirman una estrecha relación entre la
velocidad de deterioro debida a cambios de temperatura y la presencia de
agua. Por ejemplo, en rocas sometidas a 89.000 incrementos térmicos
bruscos de 110 °C, enfriadas con corrientes de aire frío y seco, los
efectos de deterioro observados son nulos. Estas condiciones serían
similares a las obtenidas después de 224 años de ciclos de enfriamiento
y calentamiento en condiciones naturales. Sin embargo, si las rocas se
enfrían con corrientes de agua, efectos de deterioro tales como pérdida
de pulido, fracturación y escamación, se observan rápidamente
(equivalente a 2 años y medio) concluyéndose que los efectos debidos a
la presencia de agua modifican substancialmente las resistencias
mecánicas de las rocas. Es posible que el efecto del agua sea
esencialmente físico, al ejercer de lubrificante en los contactos
de grano y favorecer su apertura, aunque tampoco puede descartarse
efectos químicos (a altas temperaturas la velocidad de las reacciones
químicas suele ser más elevada). En cualquier caso, lo que estos
experimentos sí prueban es la aceleración de los procesos de deterioro
si el agua está disponible en ambiente. De hecho, el agua localizada en
el sistema poroso de las rocas puede ejercer directamente deterioro
mecánico, como más adelante veremos.
Efecto del fuego
El efecto del fuego puede
considerarse como un caso extremo de los procesos térmicos naturales. La
extensión y el grado del deterioro son función de la intensidad del
fuego, pero en la mayor parte de los casos son importantes ya que, por
una parte las temperaturas alcanzadas son extremadamente altas, cercanas
a los 1000 °C (Figura 8), y por otro las velocidades de calentamiento
son también muy elevadas.
Figura 8.- Curva de
evolución de la temperatura en la superficie de paredes y techos de una
habitación cerrada durante un fuego estándar (tomado de Winkler, 1973).
En la Figura 1 puede
observarse el cambio de volumen en función de la temperatura para
distintos minerales comunes, y, a efectos de referencia, las
temperaturas alcanzadas en un "fuegos estándar" después de 5 y 10
minutos respectivamente, esto es, 538 °C y 704 °C, lo que ilustra las
elevadas velocidades de calentamiento que se sufren.
Puede observarse como el
cuarzo-SYMBOL 97 \f "Symbol" es el mineral que presenta mayores
expansiones volumétricas, si exceptuamos al aragonito, un mineral no muy
común en las rocas utilizadas como material de construcción. El cuarzo,
y consecuentemente las rocas que lo contienen en cantidades apreciables
como cuarcitas y granitos, es considerado como el mineral más crítico
bajo condiciones de calentamiento intenso. En la Figura 9 se representa
un diagrama P-T-r
(presión-temperatura-densidad) para el cuarzo, junto con una trayectoria
que refleja el calentamiento durante un fuego. En este diagrama, el
grado de expansión volumétrica se expresa en términos de cambios de
densidad, de forma que la densidad del cuarzo-a
disminuye a medida que aumenta la temperatura (i.e., expansión
volumétrica), mientras que la densidad del cuarzo-b
aumenta, aunque débilmente (i.e., contracción volumétrica). Cálculos
teóricos indican que las líneas de igual densidad en el campo P-T son
aproximadamente paralelas a la línea que define la transición
polimórfica cuarzo-SYMBOL 97 \f "Symbol"/cuarzo-SYMBOL 98 \f "Symbol",
que a 0 atm de presión se produce a 573°C. Puede observarse que a medida
que aumenta T, se da un fuerte descenso de la densidad, más intenso
hacia la transición polimórfica. Después, el aumento de temperatura
produce un aumento de la densidad, igualmente más intenso en las
cercanías de la transición. Si una roca con abundante cuarzo es sometida
al fuego, el cuarzo se expandirá más que el resto de los minerales,
ejerciendo esfuerzos sobre los mismos. A unos 500°C pueden producirse
presiones internas del orden de 1000-2500 kg/cm2. En estas
condiciones, ciertas rocas resistencia a la compresión bajas y moderadas
pueden desarrollar sistemas de fractura importantes y sufrir
fracturación catastrófica. Una vez superada la transición polimórfica
(que se realizará a temperaturas mayores de 573°C debido al efecto de la
sobrepresión inducida por los cambios de volumen), el cuarzo tenderá a
contraerse, por lo que en parte, descenderán los esfuerzos compresivos
entre los minerales. En cualquier caso, el aumento de volumen del resto
de los minerales (esencialmente feldespatos en rocas graníticas, Figura
1) puede inducir esfuerzos compresivos adicionales, por lo que el
proceso de deterioro no se interrumpe. Más aún, la fracturación
producida durante el calentamiento se acrecentará durante el
enfriamiento, particularmente cuando el fuego se es apagado
artificialmente y las rocas se enfrían rápidamente. El resultado final,
en el mejor de los casos en que el material no sufre fallo catastrófico,
es una intensa fracturación interna con importante pérdida de cohesión
interna, escamaciones, deslaminaciones, etc.
Figura 9.- Evolución de un
fuego y diagrama P-T-r
para el cuarzo.
Los esfuerzos generados en
rocas calizas durante un fuego son más que suficientes para superar su
resistencia a la compresión. Por ejemplo, si consideramos la misma
expansión térmica lineal y el mismo módulo de elasticidad que el ejemplo
anteriormente presentado (i.e, 8.6·10-6 ºC-1), un
incremento de temperatura de 500 ºC genera un esfuerzo de 2800 kg/cm2,
mientras que 4480 kg/cm2 se desarrollan para un incremento de
800 ºC (Figura 6). Estos esfuerzos son mayores que la resistencia a la
compresión de las rocas calizas y mármoles, por lo que se producirá
fracturación catastrófica. No obstante, el caso de los carbonatos es
algo diferente. Como ya se ha indicado, este mineral se expande según el
eje c y se contrae perpendicularmente al mismo al aumentar la
temperatura. La expansión y contracción simultánea de la calcita en
rocas con orientación cristalográfica preferente, como ciertos mármoles,
puede producir fracturación y pérdida de cohesión a menos de 100 °C,
esto es cuando los ejes c de la calcita se encuentra orientados según
una dirección preferente (Figura 6).
Independientemente de los
efectos debidos a las expansiones térmicas, procesos de calcinación de
los carbonatos pueden darse en fuegos muy intensos, ya que la calcita
comienza a disociarse alrededor de los 900 ºC y la dolomita en torno a
800 ºC a 1 atmósfera de presión. En la superficie de los elementos
constructivos carbonatados que se encuentren expuestas directamente al
fuego puede asumirse que las presiones internas serán cercanas a 1 atm
ya que la superficie, en sentido estricto, no se encuentra confinada.
Por ello, se desarrollarán capas más o menos finas de óxido de calcio
(cal viva) en estas superficies expuestas a fuegos normales. Esta capa
protege en cierta medida al resto de la roca más interna del efecto
térmico del fuego, ya que durante la calcinación se absorbe una gran
cantidad de energía. No obstante, transformación del óxido de Ca en
hidróxido de Ca (cal apagada) durante el apagado del fuego, o
posteriormente (por ejemplo, por lluvia), daría lugar a escamaciones
importantes, y en todo caso a pérdida de masa debido a la solubilidad
del Ca(OH)2 en agua. En las partes confinadas, algo más
internas, de los elementos constructivos, las condiciones de presión
serán, en cualquier caso, mayores de 1 atm debido a las expansiones
volumétricas. Como puede apreciarse en la Figura 10, a medida que
aumenta la presión a que es sometida la calcita, la temperatura de
calcinación aumenta. Por tanto, a pesar de que en las partes internas de
los elementos constructivos carbonatados puedan alcanzarse temperaturas
mayores de 880 ºC, no se producirá calcinación.
Figura 10.- Diagrama
Presión-Temperatura para la calcinación de calcita. Obsérvese que, para
presiones mayores de la atmosférica, la temperatura de calcinación es
mucho mayor (para comparar este diagrama con los presentados en la
Figura 6, téngase en cuenta que 1 bar
»
1 atm »
1 kg/cm2).
El resto de los minerales
comunes en las rocas presentan expansiones térmicas más moderadas, por
lo que las rocas pobres en carbonatos, cuarzo y feldespatos presentarán
menos problemas que las anteriormente discutidas. Así, las rocas ígneas
máficas y ultramáficas (e.g., gabros, dioritas, peridotitas,...)
soportan mejor las condiciones de altas temperaturas. En cualquier caso,
todas las rocas presentarían gradientes térmicos entre las superficies
expuestas y las partes interiores, lo cual supone el desarrollo de
esfuerzos que tenderán fracturar la roca perpendicularmente a la
dirección del máximo gradiente (i.e., en general paralelamente a la
superficie de exposición) debido a que los esfuerzos son mayores a lo
largo de esta dirección.
EXPANSIÓN TERMICA DEL AGUA
EN POROS
En el apartado anterior se
indicó el efecto acelerador del deterioro de origen térmico por efecto
de la presencia de agua. Se indicó que este efecto era de origen físico,
aunque no pueden descartarse procesos químicos. En este apartado
consideraremos el efecto de la expansión térmica del agua localizada en
poros o microporos de las rocas al sufrir incrementos térmicos. En la
Figura 11 se observan las relaciones P-T-V en un diagrama V-T. La
abscisa marca las temperaturas alcanzadas comúnmente por las rocas y la
ordenada los cambios de volumen relativos del agua, en mm3/g
porcentuales, respecto del volumen a 4 °C. Este valor se escoge ya que
el agua se contrae a medida que desciende la temperatura, alcanzando un
mínimo (y por lo tanto un máximo de densidad) a 4 °C, y volviendo a
aumentar a medida que la temperatura sigue descendiendo. Las curvas
discontinuas muestran los cambios de volumen del agua para distintas
presiones (en atmósferas). Se proyecta al mismo tiempo una curva de
expansión volumétrica para el granito a efectos comparativos y para
mostrar los efectos de la expansión térmica del agua sobre el mismo.
Puede observarse como el agua sufre expansiones mucho más elevadas (en
torno a 1.5 %) que el granito (sobre 0.15 %) a la misma presión (1 atm)
y para rangos de temperaturas equivalentes (4-60 °C), siempre que no
esté confinada. Si las paredes de los microporos donde se aloja el agua
le impiden expandirse, para ese incremento de temperatura se produce una
presión de alrededor de 380-400 atm. Esta presión ejercida sobre las
paredes de los poros puede en algunos casos de rocas poco coherentes ser
suficiente para producir rupturas en el material. En cualquier caso,
este esfuerzo, añadido al que por sí se desarrolla en las rocas por los
efectos de los incrementos de temperatura, justifica el aceleramiento
del deterioro térmico en presencia de agua anteriormente comentado.
HUMEDECIMIENTO
Ciclos continuados de mojado y
secado de las rocas pueden ser un proceso importante de deterioro. Los
experimentos de llevados a cabo indican que las rocas más susceptibles
de alterarse son las que presentan tamaños de grano menores, mostrando
deslaminaciones superficiales y fracturación. Por otra parte, los
efectos más importantes parecen darse durante los ciclos de secado.
Aunque el proceso no se conoce
con exactitud, parece que el efecto del agua es doble. Por un lado, el
agua localizada en los poros de los materiales induce cambios de volumen
que, según algunos datos experimentales, pueden llegar a ser similares a
los producidos por expansión térmica. Los datos disponibles indican que
los cambios de volumen más importantes se producen bajo condiciones de
humedad relativa del 90-100 %. Es muy probable que algunas formas de
alteración física atribuidas a otros mecanismos, como procesos de
alteración de tipo térmico, se deban a expansiones por humedecimiento.
Por otro lado, la presencia de "agua ordenada" en los sistemas
porosos puede inducir, directamente, la generación de esfuerzos. Las
moléculas de agua presentan una polaridad electroestática debido a la
distribución espacial de los átomos de oxígeno e hidrógeno. La parte de
las moléculas cargada positivamente es atraída por la superficie cargada
negativamente de una arcilla u otro mineral, formándose una capa de "agua
ordenada". Los procesos de secado y mojado continuados permiten la
formación de una capa de agua ordenada cada vez más ancha, debido a que
las moléculas de agua van uniéndose por sus polos cargados opuestamente.
Esta estructuración del agua puede ejercer esfuerzos expansivos sobre
las paredes confinantes.
Figura 11.- Diagrama
Presión-Temperatura-Volumen para el agua sometida a distintas presiones
de confinamiento.
Algunos experimentos refuerzan
esta última hipótesis. Así, cuando se usan líquidos fuertemente polares
en los ciclos de mojado y secado (e.g. formaldehydo), los efectos son
muy evidentes, mientras que cuando los líquidos usados no son polares
(e.g., tetracloruro de carbono), no se observan efectos de deterioro
evidentes.
CRISTALIZACIÓN DE HIELO
La acción del hielo sobre los
materiales pétreos rocas es un proceso reconocido desde hace mucho
tiempo, sobre todo en climas húmedos y fríos. Esta acción resulta de una
combinación de factores, tales como la expansión volumétrica en la
transición de fase agua-hielo, el grado de saturación en agua del
sistema poroso, el tamaño de los poros y la continuidad del sistema
poroso.
La transición de fase
agua-hielo
La Fig 12 muestra el diagrama
P-T de fases del sistema H2O para las condiciones ambientales que
interesan para la transición agua-hielo. A 1 atm de presión, la
transición ocurre a 0 °C, lo cual supone un descenso de densidad de 1
g/cc a 0.9165 g/cc, esto es, un aumento de volumen de en torno al 10%.
En un sistema poroso en el que los poros estén conectados con el
exterior, este aumento de volumen se realiza mediante una simple
adaptación del hielo a la superficie de los poros. En este caso, el
aumento de volumen no conlleva esfuerzos excesivos sobre las paredes de
los poros, y por lo tanto la roca no sufre deterioro (Figura 13).
Figura 12.- Diagrama P-T
que muestra las transiciones de fase agua-hielo, con representación de
líneas de isodensidad (tomado de Winkler, 1973)
Puede observarse sin embargo
que, si se produce un proceso de transformación de agua en hielo, a 0 ºC
y 1 atm, en un ambiente confinado, el sistema se desplazará a lo largo
de la línea que separa el agua del hielo I en la Figura 12, llegándose a
alcanzar presiones de 2115 atm a -22 ºC (punto triple de coexistencia de
tres fases (agua, hielo I y hielo III). En estas condiciones el hielo I
tiene una densidad de 0.948 g/cc y el agua líquida de 1.086 g/cc. Con el
descenso de la temperatura, si el sistema sigue en equilibrio, se
desplazará a lo largo de la curva que separa las fases hielo I de hielo
II y de hielo III. Sólo se dará un leve aumento de la presión de
equilibrio, debido al carácter más denso del hielo II y del hielo III,
hasta un máximo de 2120 atm para una temperatura de -40°C; después se
dará un leve descenso de la presión.
Figura 13.- Esquema de los
esfuerzos producidos durante la cristalización de hielo en el interior
del sistema poroso de los materiales pétreos.
Lo más importante del diagrama
de la Figura 12 es observar que el agua y el hielo (en nuestro caso el
hielo I) pueden coexistir en equilibrio a menos temperatura que la de
helada, esto es, a temperaturas menores de 0 °C en un ambiente
confinado, desarrollándose una presión confinante mayor de 1 atm. En
estas condiciones, que pueden verificarse en el sistema poroso interior
del material pétreo, se pueden producir esfuerzos importantes que son
capaces de fracturar y deteriorar la roca.
Efecto del hielo sobre las
rocas
Puede decirse que el deterioro
de los materiales porosos debido a los procesos de formación de hielo se
debe esencialmente al aumento de volumen de la transición agua-hielo.
Sin embargo, los mecanismos concretos por los que la transformación
agua-hielo induce daños al material pétreo pueden ser muy variados y
complejos, y en parte son mal conocidos. Esto es debido a que variables
tales como tamaño de poros, grado de saturación en agua, grado de
interconexión de los poros, etc, son factores determinantes que en parte
controlan el proceso de helada. Por lo tanto, la suceptibilidad de las
rocas a deteriorarse debido a procesos de gelifracción
(denominada heladicidad) no presenta una relación lineal con su
capacidad de "helarse".
Algunos procesos invocados
para explicar la acción del hielo sobre las rocas son los siguientes:
·
Crecimiento de cristales de hielo.
Una vez iniciado el proceso de helada, las moléculas del agua en
contacto con el hielo presentan un estado de agitación térmica muy bajo.
Sin embargo, el agua más distante presenta un estado de agitación
térmica mayor, de manera que tienden a acercarse al hielo formado. De
esta manera se produce un proceso doble. Por una parte, se da un
mecanismo de succión de agua desde los poros menores hacia los mayores
donde se está formando hielo, y por otra, el agua recién llegada puede
presionar al hielo.
·
Presión hidráulica.
La acción disruptiva del hielo no se debe simplemente a la acción
expansiva directa por el cambio de volumen que conlleva la transición
agua-hielo, sino a las presiones hidráulicas generadas en el proceso de
helada, donde el agua en contacto con el hielo es desplazada por el
frente de helada. Este mecanismo es operativo si es sistema poroso es
defectuoso, esto es, si el agua no puede escapar del mismo, o si se
produce la "captura" de una cierta cantidad de agua entre dos
frentes de helada (Figura 14).
·
Cambios de volumen del agua
adsorbida. Se ha observado que el agua
contenida en el sistema poroso no hiela en su totalidad en, o cerca de,
el punto de helada, sino que parte permanece líquida incluso por debajo
de -40°C. Esta fracción de agua se suele considerar como agua ordenada,
ligada tan fuertemente a las paredes de los poros que su transformación
en hielo es difícil. Durante los procesos de helada, el agua ordenada no
transformada en hielo aumenta su volumen (Figura 11). Si este aumento de
volumen se realiza en un ambiente confinado en contacto con hielo, las
presiones creadas son muy elevadas, ya que, por una parte, hay que tener
en cuenta el aumento de la presión por incremento de volumen del agua en
un ambiente confinado, y por otra, el aumento de volumen del hielo que
supone la reducción del volumen de confinamiento donde el agua puede
expandirse. Este tipo de proceso es más factible que se produzca en
rocas con cierta proporción de material arcilloso, ya que los minerales
de las arcillas tienden a formar películas de agua ordenada. Así, por
ejemplo, se ha observado que las rocas carbonatadas con cierta
proporción de minerales de arcilla son afectadas mucho más por procesos
de gelifracción que las mismas rocas sin arcillas. Además, una
estructura en bandas, esto es, una concentración preferente del
componente arcilloso según bandas paralelas favorece la formación de
fracturas concentradas precisamente en las bandas arcillosas, lo que
sugiere que la adsorción de agua por los minerales de las arcillas puede
ser un proceso más importante que la propia formación de hielo a partir
de agua libre.
Figura 14. Fenómeno de
atrape de una bolsa de agua por ciclos de hielo-deshielo en el sistema
poroso de materiales expuestos a cambios de temperatura durante el día y
la noche.
Efectos del tamaño e
interconexión de poros y saturación en agua
Las rocas con un desarrollo de
poros importante presentan generalmente menores grados de deterioro
debido a procesos de geligracción que las poco porosas. Esto se debe en
primer lugar al tamaño, y en segundo al grado de interconexión, de
poros. A medida que el tamaño de poros se hace mayor, el grado de
porosidad y permeabilidad (interconexión de los poros) también suele ser
mayor. Esto supone que, durante los procesos de helada, en rocas muy
porosas y permeables el agua no helada puede migrar empujada por el
hielo que al no encontrar resistencia se adapta a los límites de los
poros sin ejercer sobrepresiones debidas al aumento de temperatura y sin
desarrollar presiones hidráulicas. Lo contrario ocurrirá en rocas poco
porosas y permeables. Así, por ejemplo, las rocas con tamaños de grano
más grueso suelen presentar mayor porosidad y permeabilidad, por lo que
resisten mejor que rocas de grano fino. Se ha establecido un tamaño
crítico de en torno a 5 micras, por encima del cual las rocas suelen
resistir mejor.
Por otra parte, los
experimentos llevados a cabo, sometiendo a las rocas a ciclos de
helada-deshielo en condiciones variables de saturación en agua, sugieren
que los mayores efectos se desarrollan en condiciones de saturación.
Esto se puede observar en bloques de canteras o monumentos donde las
partes superficiales más expuestas a la humedad atmosférica y el agua de
lluvia presentan mayor desarrollo de fracturación que las partes
interiores donde el grado de saturación en agua es menor. En este caso,
el efecto del tamaño de poros es inverso al caso anterior, ya que un
aumento en el mismo supone un aumento de la porosidad global y
permeabilidad, lo que facilita la entrada de agua y su saturación en el
sistema rocoso.
En resumen, puede decirse que
las presiones máximas que pueden desarrollarse en el proceso de
conversión agua-hielo en equilibrio pueden llegar a unas 2000 atm, para
temperaturas del orden de -22 ºC. Por otra parte, las rocas con tamaños
de poros mayores de 5 micras son menos sensitivas al efecto del hielo,
que puede explicarse en términos de incrementos de volumen en la
transición agua-hielo, la creación de presiones hidráulicas sobre el
agua por el progreso del frente helado, por la conversión de agua libre
en poros a agua ordenada, y por el aumento de volumen del agua ordenada
por debajo del punto de helada. Independientemente del proceso
involucrado, los efectos de deterioro más importantes se producirán en
la llamada "isoterma cero", esto es, en los puntos donde
coexistan hielo y agua, que puede describirse como el frente de helada.
Por otra parte, los cambios diarios de la temperatura exterior inducen
desplazamientos del frente de helada, formándose una zona más o menos
ancha que sufre los mayores efectos de deterioro. En cualquier caso,
dada la escasa conductividad térmica de los materiales pétreos, puede
decirse que los efectos de deterioro debidos a los cambios de fase
agua-hielo se concentran en las zonas externas de los materiales.
Las formas de deterioro más
comunes son sistemas de fracturas paralelas a la superficie en contacto
con el medio ambiente, lo que da a las rocas un aspecto escamado. Como
se ha comentado anteriormente, si las rocas presentan alguna anisotropía
estructural o composicional (e.g., estratificación, exfoliación,
bandeado composicional,...) el desarrollo de las facturas se ve
favorecido paralelamente a la estructura, ya sea por debilidad
estructural o por procesos particulares como el desarrollo de "agua
ordenada" según el bandeado. En estos casos, las fracturas pueden no ser
paralelas a la superficie de la roca, sino oblicuas o perpendiculares.
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