UNIVERSIDAD NACIONAL SANTIAGO ANTUNEZ DE MAYOLO Facultad de Ciencias Agrarias Agrarias
Escuela r!"esi!nal de Ingenier#a Agr#c!la
TEMA$ CONDUCTIVIDAD %IDRAULICA METODO DE AUGER %OLER DOCENTE$ Ing& COTOS VERA ALUMNOS$ VERGARA ESINOZA Fle'in COC%AC%IN VILLANUEVA R!ger TOLE EL DULCE
%uara( setie')re *+,,
I.
INTRODUCCION
La conductividad hidráulica o permeabilidad del suelo es uno de los parámetros imprescindible en los estudios de drenaje, este parámetro indica la movilidad del agua en el suelo. La conductividad hidráulica, es la propiedad física del suelo de mucho interés para hacer el estudio de las aguas subterráneas, pero es muy complejo para determinar el valor exacto por ello es que solo se estima.
La conductividad hidráulica puede ser determinado mediante muestras de suelos en laboratorio, en el mismo campo y puede ser estimado en relación a ciertas características del suelo.
La conductividad idráulica es imprescindible en los cálculos de los
trabajos
relacionados con la construcción, instalación y explotación de los sistemas de riego y drenaje, el mejoramiento de los suelos y el bombeo del agua subterránea con diferentes propósitos
!n el caso de la práctica reali"ada para la estimación de la conductividad hidráulica empleamos método de campo denominado# $gujero de %arrena olandesa &$uger 'ole( en presencia de nivel freático.
II.
OBJETIVOS
•
)eterminar la *onductividad idráulica +tili"ando el étodo de $uger ole.
•
acer una comparación entre los valores de la conductividad hidráulica determinada en campo, con los valores que se tienen en las tablas, y de este modo ver a que tipo de suelo corresponde dicho valor.
III.
MARCO TEORICO
3.1.- Ley de Darcy: enry )arcy, ingeniero hidráulico francés, observó, en -/0, que
el caudal de flujo laminar de un fluido &de densidad y temperatura constantes( entre dos puntos en un medio poroso es 1roporcional al gradiente hidráulico &dh2dl( entre los dos puntos &*ustodio, -330(. La situación se describe en la siguiente figura, la ecuación que describe la tasa de flujo a través de un medio poroso es *onocida como Ley de )arcy y está dada por la ecuación. Q
=
K 4 A 4
dh dl
Ley de )arcy para un medio homogéneo
3.2.- Condc!"#"dad
$"dr%&"ca
'( ):
5ambién
llamada
*er+ea,"&"dad
$"dr%&"ca. *orresponde a la constante de proporcionalidad en la ecuación que
describe la Ley de )arcy y representa la mayor o menor facilidad con que el medio deja pasar el agua a través de él por unidad de área transversal a la dirección del flujo.
'5iene dimensiones de velocidad 6L 5 7. *omo lo indica la ecuación, K es función de las propiedades tanto del medio poroso como del fluido que circula a través de él.
89 &:4;4g(2< La permeabilidad intrínseca de un medio k es una función de la forma o diámetro y distribución de tama=o de los poros. )istintos autores han propuesto relaciones empíricas que la describen> ?air and atch, citados por *ustodio et al &-330(, utili"an para representarla factores de empaque, factores de forma y el promedio geométrico del tama=o de granos> 8rumbein, citado por *ustodio et al &-330(, la aproxima utili"ando el cuadrado del diámetro promedio de los granos. Los valores de ρ y de µ se ven influídos por la temperatura del fluido. $demás, ρ depende de la cantidad de sólidos disueltos totales &5)@(.
3.3.- Tran+""#"dad 'T): Ta+,"n llamada transmisibilidad . !s una medida de
la cantidad de fluido que puede ser transmitida hori"ontalmente a través de una sección de acuífero de ancho unitario, que involucre todo el espesor saturado, bajo un gradiente hidráulico igual a la unidad. @e obtiene haciendo el producto entre el espesor saturado del acuífero, b, y su conductividad hidráulica, K , tal como
A 'indica la ecuación. 5iene las dimensiones 6L 5 7.
3./.- Coe0"c"en!e de a&+acena+"en!o 'S): @e define como el volumen de agua que
puede ser liberado por un prisma vertical de acuífero, de sección unitaria y de altura igual a su espesor saturado, cuando se produce un descenso unitario de la carga hidráulica &del nivel pie"ométrico o del nivel freático(. S es un coeficiente adimensional. $l nivel de la superficie freática, en el caso de un acuífero libre, el agua es liberada del almacenamiento por drenaje gravitacional. %ajo la superficie freática, o dentro del acuífero mismo en el caso de un acuífero confinado, el agua es expelida debido a la compresión del esqueleto sólido del suelo y a la expansión del agua en los poros, ambas producidas por el descenso de la carga hidráulica sobre el acuífero. )ebido a lo anterior, el coeficiente de almacenamiento @ tiene distintas expresiones dependiendo del tipo de acuífero descrito. $lmacenamiento específico &@s(# @e define como el volumen de agua a=adido o extraído por unidad de volumen del acuífero y por unidad de variación de la carga hidráulica, producto de los efectos elásticos del esqueleto del suelo y de la propia elasticidad del agua. 5iene unidades de 6L'-7 y queda representada por la ecuación#
S s
=
ρ ⋅ g ⋅ &α + θ ⋅ β(
3..- Coe0"c"en!e de a&+acena+"en!o en n ac0ero
con0"nado: Den!ro de un
acuífero confinado, el espesor completo del acuífero permanece saturado mientras se está liberando o almacenando agua. 1or lo tanto, toda el agua es liberada debido a la compactación del esqueleto del suelo y a la expansión del agua en los poros. !l coeficiente de almacenamiento S está dado por# S = b ⋅ Ss
Los valores de S en acuíferos confinados son generalmente menores que B.BB/. Calores entre B.BB/ y B.-B generalmente indican un acuífero semiconfinado &segDn +@E@, ABB-(. 3..- Coe0"c"en!e de a&+acena+"en!o en n ac0ero no con0"nado:
)entro de un
acuífero no confinado, el nivel de saturación varía a medida que el agua es a=adida o removida del acuífero. *uando el nivel freático desciende, el agua es liberada tanto por el drenaje gravitacional como por la compactación del esqueleto y la expansión del agua en los poros. 1or lo tanto, el coeficiente de almacenamiento de un acuífero no confinado está dado por la suma del rendimiento específico & Sy ( y el volumen de agua liberado debido al almacenamiento específico & Ss(# S = Sy + h ⋅ Ss
3.4.- M!odo *ara de!er+"nar &a condc!"#"dad $"dr%&"ca '() en ca+*o: 3.4.1.- M!odo de &a,ora!or"o:
@e puede reali"ar con muestras de suelos inalteradas o alteradas, la determinación mediante muestras alteradas se reali"an en suelos secos extraídos del perfil. @e llena un cilindro parcialmente con la muestra y luego se hace pasar un fluido a través de él, como se conoce la sección y la longitud de la columna de suelo, se puede medir el caudal y la carga hidráulica, para luego aplicar la ley de )arcy y calcular la conductividad hidráulica. !n las muestras inalteradas inalteradas, el sistema natural de poros todavía esta presente, por lo que los valores de la conductividad, son representativos de la conductividad real de campo.
La determinación de la conductividad hidráulica en laboratorio atreves de muestras inalteradas, se reali"an mediante mediante aparatos llamados permeámetros, los que pueden ser de carga variable y de carga constante.
a. 5er+e%+e!ro de car6a con!an!e
*onsiste en utili"ar los cilindros de suelo tomados en campo, a los cuales previamente en el laboratorio se les coloca en el extremo inferior una cubierta de tela atada con una banda de goma y en el extremo superior una extensión de metal, fijándola herméticamente con un tro"o de goma. Los cilindros así preparados se saturan por capilaridad en una bandeja y posteriormente se colocan en el permeámetro sobre los que se mantiene una carga constate de agua, midiéndose el volumen de agua percolada a través de ellos en un tiempo determinado. @e espera hasta recoger cerca de -BBcc anotando el volumen exacto y el tiempo requerido para ello.
1ara calcular la conductividad hidráulica saturada se puede utili"ar la siguiente expresión#
)onde# 8s 9 conductividad hidráulica saturada &cm h'-( h 9 carga de agua que se mantiene constante por encima del nivel superior del cilindro de suelo &cm( L 9 altura del cilindro de suelo &cm( Ft 9 tiempo transcurrido desde que comen"ó a recogerse el agua percolada hasta la medición final del volumen &C( de estas &horas(. C9 volumen de agua recogido en el cilindro graduado &cc( $ 9 área de la sección circular hori"ontal del cilindro &cmA(
,. 5er+e%+e!ro de car6a Var"a,&e
!l permeámetro de carga variable es similar al de carga constante, excepto que en lugar de mantener una carga constante de agua sobre la superficie de la muestra de suelo no se agrega más agua y al cambiar el nivel de la carga de agua se observa como percola el agua a través de la muestra. Los cilindros de suelo previamente preparados se humedecen desde la parte inferior hasta alcan"ar la saturación. @e toman dos lecturas sucesivas en un mismo descenso del nivel del agua en la bureta para iguales intervalos de tiempo, luego se aplica agua con la bureta y se anota el tiempo y el nivel del agua sobre en punto de salida después de percolar &hB(, cuando se observe un descenso en el nivel de GB' /Bcm o a las AGh debe anotarse el nivel del agua sobre el punto de desagHe &h(. @e toma el volumen percolado y el tiempo
transcurrido. *ada peque=o descenso en la altura de la columna de agua por unidad de tiempo representa un flujo de la misma cantidad de agua por unidad de área por unidad de tiempo a través de la columna.
La conductividad hidráulica saturada con carga variable puede ser calculada usando la siguiente expresión#
)onde# Ks L
9 conductividad hidráulica &L 5'A(
9 longitud de la columna de suelo &L(
$- 9 área de la sección transversal del tubo por encima del suelo &LA( $A 9 área de la sección transversal del suelo &LA( t
9 intervalo de tiempo &5(
h0 h
9 nivel inicial del agua sobre el punto de salida del agua percolada &cm(
9 nivel final desagua sobre el punto de salida del agua percolada &cm(
3.4.2.- M!odo de ca+*o ".
E& +!odo de& a67ero de ,arreno 'a6er $o&e)
%asado en la recuperación del nivel freático producido en una perforación registrando la evolución de los descensos &y( en el tiempo &t(. +tili"a la fórmula de !rnst generali"ada segDn la siguiente expresión : !ste método es muy utili"ado para medir la conductividad idráulica en el campo, cuando la tabla de agua se encuentra cerca de la superficie. La estimación de la conductividad hidráulica se puede reali"ar por medio de las siguientes relaciones.
5ara S 8 9.; &a ecac"
K =
GBBB r
& H + ABr (&A −
4
y H
( y
∆ y ∆t
5ara S > 9; &a ecac"
K =
I0BB r
& H + -Br (&A −
y H
4 ( y
∆ y ∆t
IV.
V.
MATERIALES ? E@UI5OS. •
%arrena olandesa
•
Jincha metálica
•
?lotador
•
Lápi" y papel
•
1rograma !xcel y Jord
•
!quipo para bombear el agua
•
*ámara digital.
5ROCEDIMIENTOS
1erforar
un po"o cilíndrico en el suelo, hasta una determinada
profundidad por debajo del nivel freático.
+na ve" terminado de hacer la perforación, esperar que agua alcance un nivel original.
+na ve" llegado al nivel original, extraer el agua del po"o, de manera que el agua vuelva a fluir atreves de las paredes y del fondo del mismo
edir la velocidad de elevación del agua.
?inalmente calculamos la conductividad hidráulica con la formula adecuada para cada caso.
*álculos de resultados T min
T acum
Datos 0
0
0
1
10
10
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10
%0
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4
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"00
3%30
1
"00
3&30
1"
"00
4430
Nivel freático (cm) 143.00
y k(m/dia) 3.00 ! 0."#$30 141.10 1.10 $$ 0.4001" 140.00 0.00 &4 0.01% 13&.00 4&.00 31 0.3&## 13".0 4".0 0# 13.0 4.0 0.130$ 0.14"$% 134.40 44.40 %3 0.301"% 130.%4 40.%4 &% 0.0101& 130.10 40.10 0$ 0.1%010 1%3.10 33.10 4& 0.1010 11&.00 %&.00 3& 0.11### 10$.0 1$.0 # 0.0##1 10.10 1.10 "1 0.0"#$& 10%.00 1%.00 % 0.0&"&1 $$.00 $.00 0.00$1 $&.&0 &.&0 1 0.01$00 $&.%0 &.%0 4# 0.1$#04 'romedio #
*L$@K?K*$*KM )! L$ *M)+*5KCK)$) K)N$+LK*$, @!EOM @+ N$1K)!P )! @+ CKK!M5
+uy lenta
onductividad idráulica m / d*a , 0.03
lenta +oderadamente. lenta moderada moderadamente ra-ida á-ida +uy rá-ida
0.03 ! 0.1% 0.1% ! 0. 0. ! 1. 1. ! 3 3 ! 4. 4.
?uente# )renaje ' áximo Cillón %éjar @e puede decir que la conductividad hidráulica es moderadamente lenta
KM5!NC$L@ )! $EMK5+) )! L$ *M)+*5KCK)$) K)N$+LK*$ Textura y Estructura rena ruesa con rava franco arenoso2 arena na ranco2 franco arcilloso 5ien estructurado ranco arenoso muy no rcilla con rietas arena muy na ranco arcilloso2 arcilloso mal estructurado rcilla com-acta
k (m / día) 10 !! 0 1 !!
1 !! 3 0. ! % 0. ! % 0.% ! 0. 0.0% ! 0.% , 0.00%
?uente# )renaje ' áximo Cillón %éjar @e puede decir que la textura del suelo es franco arcilloso mal estructurado
VII.- CONCLUSIONES.
1.
La *onductividad idráulica obtenida en campo obtenida por el método de $+E!N L!# : 9 B.-3Q m2día.
2.
@egDn el cuadro MR B- observado en la parte de los anexos, tenemos que nuestro suelo, tiene una rapide" en su movimiento moderadamente lenta
3.
5enemos que el suelo tiene una textura y estructura S?ranco arcilloso arcilloso mal estructuradoT
/.
La *onductividad idráulica nos define la capacidad del medio poroso para transmitir el agua a través de si mismo.
.
La *onductividad idráulica es dependiente del fluido y del medio poroso en conjunto, diferenciándose del término permeabilidad, que se define Dnica y exclusivamente en función del medio poroso.
I.- BIBLIOARIA.
6illon 7e8ar +á9imo2 %002 DN;2 ima2 'er?.
6illon 7e8ar +á9imo2 %00%2 @DA>AB@ ditorial 6illo
>ima2 'er?
Ctt-://in.unne.edu.ar/-u5/auasu5terranea.-df Ctt-://Corion.documentation.ird.fr