1.11 Movimiento Del Agua en Suelos

5/21/2018 1.11 Movimiento Del Agua en Suelos

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PERMEABILIDAD E INFILTRACION

MOVIMIENTO DEL AGUA EN

LOS SUELOS

Ing. Carlos Gaspar P.

31-07-2014


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En cualquier punto en que se realice una prospeccin se ve que, a una

cierta profundidad, los poros o fisuras del terreno se encuentran total o

parcialmente llenos de agua.

Introduccin


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Introduccin

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o El intercambio de energa

entre la Tierra y la atmosfera,

produce un constante

movimiento de agua a travs

del suelo, el cual cobra vital

importancia sobre todo en lazona ubicada sobre el nivel

fretico.

o En climas ridos, el nivel

fretico se encuentra muy

profundo, lo que hacenecesario el entendimiento

de los suelos parcialmente o

totalmente saturados.


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Objetivos

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o Entregar conceptos bsicos del movimiento del agua a

travs de los suelos (permeabilidad).

o Conocimiento del fenmeno de infiltracin subterrneabajo varias condiciones hidrulicas.

o Aplicacin en el anlisis de estructuras sometidas a la

presin o fuerzas de infiltracin.


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Se denomina "nivel fretico" a la superficie formada por los

puntos en los que la presin del agua es la atmosfrica. Dicho

nivel fretico tiende a seguir el relieve de la superficie. Aflora

al exterior donde aparecen depsitos de agua libre (mares,

ros, lagos).

Nivel Fretico


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En el suelo y el subsuelo elagua se mueve de acuerdo

a caractersticas propias y

leyes particulares. Se

pueden identificar cuatro

zonas con diferentes

caractersticas

MOVIMIENTO DEL AGUA EN LOSACUIFEROS


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Corresponde al estrato superficial en contacto con la

atmsfera, son suelos de alta porosidad con abundancia

de materia orgnica que pueden presentar altos

contenidos de humedad.El movimiento del agua est caracterizado por fenmenos

de almacenamiento, evaporacin y transpiracin. En este

estrato es posible almacenar una cantidad de agua.

Cuando el suelo se satura, el excedente escurre

superficialmente y/o desciende por efecto de la gravedad

en un proceso de filtracin hacia la zona saturada.

Movimiento en el Suelo superficial:


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En esta zona el movimiento del agua est

determinado por la fuerza de gravedad, por lo tanto,

su componente vertical descendente es la ms

importante.

Movimiento en la zona no saturada:


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En esta zona de transicin el movimiento se debe a la

absorcin capilar de la parte de la formacin acufera

situada sobre la zona saturada.

Movimiento en la zona capilar:


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Corresponde al estrato donde el agua satura

totalmente los poros.

El agua en esta zona se mueve desde puntos de

mayor nivel piezomtrico a puntos de menor nivelpiezomtrico, es decir de zonas de mayor a menor

energa. Por lo tanto, en esta zona el agua puede

moverse en sentido horizontal y vertical ascendente o

descendente.

Movimiento en la zona saturada:


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MOVIMIENTO DEL AGUA EN LOS SUELOS

Los conceptos de flujo en un medio poroso permiten explicarel movimiento del agua en los suelos. La forma de expresar

la energa en un determinado punto del fluido en movimiento

se define a partir del Teorema de Bernoulli:

H = z + u/w+ v2/2gDonde:

H = Es la carga hidrulica de un determinado punto del fluido

Z = Es la altura geomtrica del punto del fluido, que se mide desde un

plano de referencia elegido arbitrariamente (z=0)

u/w= Es la altura de presin, siendo u la presin del agua en el punto

del fluido. (u = presin)

v2/2g = Es la altura de velocidad, donde v es la velocidad del flujo en el

punto del fluido

Los trminos Z y u/wrepresentan energa de posicin (potencial) y el trmino

v2/2g, corresponde a energa cintica.


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Para el caso de un fluido perfecto e incompresible sujeto a unflujo permanente y estacionario, la carga hidrulica se

mantiene constante.

Entre dos puntos cualquiera del fluido en movimiento se

mantiene la energa global dada por la carga H,transfirindose dicha energa de unos trminos a otros, altura

geomtrica, de presin o de velocidad


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Cualquier obstculo que se oponga al paso del agua(partculas de suelo), entre dos puntos, produce una prdida

de cargaH.

Para que exista flujo de agua en el suelo es necesaria una

diferencia de carga hidrulica, de manera que el agua circuladesde puntos de mayor carga hidrulica hacia puntos de

menor carga hidrulica. El trabajo invertido para vencer la

resistencia del obstculo queda representado por:


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PRESIONES HIDROSTATICAS

Para el caso de un fluido en reposo en un recipiente estanco,cuya velocidad de flujo es nula, el teorema de Bernoulli

queda reducido a:

Donde hse denomina altura piezomtrica.


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Asumiendo que h es constante en toda la masa lquida, sepuede determinar la presin de agua en cualquier punto del

fluido.

Para determinar la altura piezomtrica en un punto A ubicado

en la superficie del recipiente se aplica el teorema deBernoulli:


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Para determinar la altura piezomtrica en un punto B ubicadoen una zona intermedia del recipiente se aplica el teorema de

Bernoulli:

Asumiendo que uAest a la presin atmosfrica, y su valor es nulo y que por elteorema de Bernoulli se sabe que:

hA= hB

Entonces la presin hidrosttica en el punto B se puede despejar a partir de:

Quedando:

Por lo tanto se demuestra que la presin hidrosttica en un punto de un fluido

situado a una profundidad bajo su superficie libre es igual al producto de la

densidad del lquido por la profundidad del punto.


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PERDIDAS DE CARGA

El paso del agua a travs del suelo ocurre entre los porosinterconectados. En consecuencia el flujo de agua recorre un

camino serpenteado y con gran cantidad de obstculos, que

producirn prdidas de carga hidrulica.

La granulometra del suelo incide directamente en la facilidado la dificultad para que se produzca un flujo de agua.


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PERDIDAS DE CARGA

Los suelos granulares presentan tamaos de poros queofrecen facilidad para el flujo de agua y prdidas de carga

moderadas.

Los suelos finos, especialmente las arcillas que presentan

tamaos de poros muy pequeos, del orden de las micras,que ofrecen dificultades para el flujo de agua y grandes

prdidas de carga.


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GRADIENTE HIDRAULICO

La circulacin del agua dentro de un medio poroso se ladescribe a travs de lneas de filtracin. El agua que circula

sigue trayectorias con desvos y en general se representan

con lneas rectas y paralelas.


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El agua circula en una manguera desde un punto 1 de mayoraltura piezomtrica a un punto 2 de menor altura piezomtrica

(h1> h2), producindose un prdida de cargah.

Esta prdida de carga se produce en una longitud L, que

representa la distancia que separa los puntos seleccionados a

lo largo de una lnea de corriente.


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El gradiente hidrulico se puede definir como la prdida de

carga (altura piezomtrica) por unidad de longitud:

i = gradiente hidrulicoh = prdida de carga

L = longitud de suelo

recorrida por el agua


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LEY DE DARCY

El caudal (Q) que es capaz de atravesar un medio permeable,

es proporcional a la seccin del medio permeable (A) y al

gradiente hidrulico de entrada y salida en el medio (i)

Q = caudal o gasto.

i = gradiente hidrulico

k = coef. De permeabilidadA = seccin transversal


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LEY DE DARCY

La velocidad media del agua (v) a travs de una seccinmacroscpica de suelo es proporcional al gradiente hidrulico (i).

La ley de Darcy es

vlida para el caso de

rgimen de flujo laminar

(Re < 4)


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PERMEABILIDAD DEL SUELO

La facilidad de paso del agua a travs de los porosinterconectados del suelo se mide mediante el parmetro

denominado coeficiente de permeabilidad (k). La

permeabilidad del suelo depende de factores como:

La granulometra del sueloLa relacin de vacos

La temperatura del agua

La densidad del suelo

La forma y orientacin de las partculas del suelo

El coeficiente de permeabilidad (k) fue planteado por Darcy

en 1856 y se mide en unidades de velocidad m/s; m/da;

cm/s.


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Valores tpicos del coeficiente de permeabilidad (Hoek y Bray, 1974)


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Valores del

Coeficiente de

Permeabilidad

en distintos

suelos.


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Coeficiente de Permeabilidad

en masas estratificadas:

En general los estratos de

suelos estn formados en

capas con diferentes

permeabilidades. Paradeterminar el coeficiente KIpor

medio de dichas capas, se

obtienen el kipara cada capa.


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Donde:

K1, k2, kn: coeficiente de permeabilidad en los estratos.

H1, H2, . Hn: espesores de los estratos.

Para un solo estrato el caudal qi es:

Cuando est en rgimen el caudal total Q

es la suma de los caudales de cada estrato:

Reemplazando:

Por lo tanto:


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Para determinar KII: coeficiente de permeabilidad promedio para la

filtracin de agua en sentido perpendicular a los planos de estratificacin.

La carga hidrulica vara en profundidad

h = hi, donde hi es la carga hidrulica para cada estrato.

La potencia del estrato: H = hi

La velocidad es constante:

v = KII. I = ki. ii

El gradiente hidrulica para cada estrato:

ii= hi/ Hi hi= ii. Hi


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Por lo tanto:

Reordenando y agrupando:

Resulta:


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Coeficiente de Permeabilidad

DETERMINACION DEL COEFICIENTE DE PERMEABILIDAD

Para determinar el k existen varios mtodos como los ensayos en

laboratorio, in situ y los mtodos empricos:

A continuacin se resume los distintos mtodos:


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PERMEAMETRO DE CARGA CONSTANTE:

El dispositivo de permemetro

de carga constante, consiste

en hacer circular agua a

travs de una clula llena del

suelo manteniendo entre los

extremos una diferencia depotencial hidrulico constante.

La muestra se coloca vertical,

con flujo ascendente o

descendente.

Midiendo el caudal de salida,Q, y aplicando la frmula

permite deducir el valor del

coeficiente de permeabilidad.


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PERMEAMETRO DE CARGA CONSTANTE:

El ensayo con permemetro de carga constante, resulta adecuado ensuelos permeables (arenas), pero para suelos ms finos el caudal que se

filtra es tan pequeo que no puede medirse con suficiente precisin. Se

recurre entonces al permemetro de carga variable.


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PERMEAMETRO DE CARGA VARIABLE:

La alimentacin de agua se

verifica mediante un tubo de

seccin pequea s. Al

producirse la filtracin, el nivel

del agua en el tubo va

descendiendo, mientras que la

salida del permemetro semantiene a un nivel constante.

Entonces, la diferencia de

potencial entre los extremos del

ensayo vara con el tiempo y se

debe establecer las leyes decontinuidad y prdida de carga,

durante un intervalo de tiempo

infinitesimal, dt, e integrar la

ecuacin diferencial resultante.


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PERMEAMETRO DE CARGA VARIABLE:

Si en un instante t la diferencia de potencial es H, en el intervalo dtel nivelen el tubo descender en dH.

El signo menos se debe a que dHes negativo (H disminuye). Integrando la

ecuacin dada y sabiendo que en el instante inicial (t = to) la altura H es Ho,resulta:

De donde se obtiene el valor K.

Mediante una eleccin adecuada del dimetro del tubo de entrada, s, se

logran medir con este sistema permeabilidades del orden de 10-6m/s, que

corresponden a suelos con partculas de tamao de limo.

Para suelos ms impermeables, los permemetros no son tiles y es preciso

recurrir a otros ensayos, como el edomtrico o el triaxial.


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Como se ve, por ejemplo el coeficiente de permeabilidad vara grandementede unos suelos a otros, as una arena es un milln de veces ms permeable

que una arcilla.

No es fcil encontrar en los parmetros ingenieriles de los materiales una

variacin tan importante. Ello hace que la determinacin de la permeabilidad

de un terreno sea un problema difcil, por la gran dispersin que se presentaentre medidas puntuales sobre muestras pequeas del mismo. Como la ley

de Darcy establece proporcionalidad entre la permeabilidad y los caudales

filtrados, esta incertidumbre afecta en la misma medida a la prediccin de

dichos caudales.

Por ello, en los casos en que interesa cierta precisin, se suelen realizarensayos in situ, de bombeo o inyeccin de agua en pozos y sondeos,

midiendo el caudal inyectado o extrado y deduciendo de l la permeabilidad

media de una zona de terreno relativamente amplia.

Comentario:


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ENSAYOS IN SITU:


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POZOS DE BOMBEO:

Los ensayos en pozo son los ms precisos, aunque

lgicamente tambin los ms costosos. Suelen ser de

bombeo, extrayendo el agua del pozo rebajando el nivel

dentro del mismo, hasta llegar al rgimen estacionario, sibien hay variantes en rgimen transitorio, as como con

recarga del pozo. En la Figura puede verse, por ejemplo, la

disposicin e interpretacin de un pozo en un acufero

confinado entre estratos impermeables; el llamado "radio de

influencia" del pozo es, tericamente, infinito, pero en laprctica se suele tomar un valor finito, del orden de 100 a

300 metros, deducido de frmulas semiempricas.

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