Tema 7: ALTERACION MECANICA

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 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.

1.EXPANSION TERMICA 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 (s_l), deformación lineal (e_l), 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/l_o:

y sustituirse en la expresión anterior que define s_l:

s_l = E·e_l = E·(Dl/l_o) = 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:

s_l = 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 cuanta que éstas se fracturarán preferentemente durante ciclos de contracción, no de expansión, ya que sus resistencias a la tracción son menores (la resistencias a la tracción de calizas y mármoles oscila entre 60-300 kg/cm²).

1.1.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.

1.2.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 el los esfuerzos son tensionales con la contracción térmica. Casos especialmente agresivos por la velocidad de deterioro serían los producidos por enfriamiento rápido de un 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.

1.3.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.

1.4.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" despues 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- 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-/cuarzo-, 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 confinadoa. 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.

2.EXPANSIoN 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 la relaciones P-T-V en un diagrama V-T. La abcisa 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.

3.HUMEDECIMIENTO

Ciclos de mojado y secado continuados de las rocas pueden ser un proceso importante de deterioro. Los experimentos de llevados a cabo indican que las rocas más suceptibles 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.

4.Cristalizacion 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.

4.1.La transicion de fase agua-hielo

La Fig 12 muestra el diagrama P-T de fases del sistema H₂O para las condiciones ambietales 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 esten 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.

4.2.Efecto del hielo sobre las rocas

Puede decirse que el deterioro de los materiales porosos debido a los procesos de formación de hielo se deben 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 mecanismos 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).

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.

· 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 otro 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.

4.3.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 tamaños 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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Última modificación: 13 febrero 2020 16:58