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PROPIEDADES HIDRÁULICAS DE LOS
SUELOS
1. Definición de Permeabilidad
Permeabilidad o conductividad hidráulica.
Es la facultad con la que el agua pasa a través de los poros.
Es la propiedad que tienen los suelos de dejar pasar el agua a través de él.
Se dice que un material es permeable cuando contiene vacíos en su
estructura, estos vacíos existen en todos los suelos y rocas, incluyendo las
arcillas más compactas y en todos los materiales de construcción no
metálicos.
La permeabilidad tienen un efecto decisivo sobre las dificultades a
encontrar en muchas obras constructivas, como por ejemplo, las
excavaciones a cielo abierto en arena bajo agua o la velocidad de
consolidación de un estrato de arcilla bajo el peso de un terraplén, es así
cuando la cantidad de agua que escurre a través del material es tan
pequeña que esta se evapora totalmente.
La constante K es usada como un parámetro para evaluar la resistencia que
ofrece el suelo al flujo del agua. La conductividad hidráulica depende en
gran manera de la estructura del suelo, las propiedades que influyen en la
conductividad hidráulica son:
El tamaño de partículas.
La gradación del suelo.
El índice de vacíos del suelo.
La textura y rugosidad de las partículas.
Temperatura.
Viscosidad del fluido.
Claro está, que en la mayoría de los casos el agua nunca está
completamente limpia, contiene pequeñas cantidades de otras sustancias
que pueden producir pequeñas variaciones en la viscosidad y densidad, aun
así estas dos últimas no definen el valor de la conductividad hidráulica por
lo que son descartadas.
La conductividad hidráulica es medida en unidades similares a la velocidad,
su intervalo de variación para el suelo es muy amplio. Se extiende desde un
valor insignificante de 10-7 cm/s para el caso de arcillas, hasta un máximo
de 100 cm/s para el caso de algunas gravas. En la Tabla 4.3, se presenta
rangos de valores para la conductividad hidráulica en algunos tipos de
suelo.
Según al valor de la conductividad hidráulica, puede evaluarse el grado de
permeabilidad de un suelo. La Tabla 4.4, muestra una orientación del grado
de permeabilidad del suelo según a su conductividad hidráulica.
Existen diversas maneras para determinar la conductividad hidráulica de un
suelo, las formas más comunes son mediante:
Ensayos en laboratorio.
Métodos empíricos.
Ensayos en campo.
2. Flujo del agua en el suelo: Ley de Darcy
El ingeniero francés Henry Darcy, estableció las bases para un estudio
racional de los problemas prácticos acerca de la infiltración del agua a
través del suelo. Darcy en el siglo XIX (año 1856) estudió en forma
experimental el flujo de agua a través de un medio poroso y estableció la
ley de Darcy. Dicha ley se basa en las siguientes hipótesis, que condicionan
su validez:
-Medio continúo; es decir que los poros vacíos estén
intercomunicados.
-Medio isótropo.
-Medio homogéneo.
-Flujo del agua en régimen laminar.
Esta ley expresa que el caudal de agua que atraviesa un medio poroso
saturado es directamente proporcional a la sección transversal a dicho flujo
(A) y a la variación del potencial (∆h) existente entre dos puntos
considerados de una misma línea de flujo, e inversamente proporcional a la
longitud (l) del camino recorrido.
El flujo de agua a través de medios porosos está gobernado por esta ley, en
la cual se investigó las características de flujo de agua a través de filtros de
material térreo (suelo), donde la velocidad del flujo es directamente
proporcional al gradiente hidráulico. Utilizando determinados dispositivos de
diseño Darcy:
i: Gradiente hidráulico: i= hL
h: Diferencia de los niveles del agua libre a ambos lados de una capa de
suelo, es decir, es la pérdida de agua en la distancia “L”.
L: Espesor de la capa de suelo medida en la dirección de la corriente.
Se encontró que para velocidades suficientemente pequeñas el gasto o
caudal es:
Q = dVdt
= k.i.A
Q = Gasto o caudal (cm3/s)
dV = Variación del volumen en un diferencial de tiempo
dt = Diferencial de tiempo
k = Coeficiente de permeabilidad o conductividad hidráulica (cm/s)
i = Gradiente hidráulico (adimensional)
A = Área de la sección transversal del filtro (cm2)
Ecuación de continuidad: Q = VA
Igualando con la fórmula inicial VA=Kia
V=.Ki.Ley.de.Darcy
Gasto en función del tiempo f (t): El gasto total que pasa por una
sección transversal del suelo durante un tiempo t es:
Q = k x A x i x t
Dónde: t es el tiempo de escurrimiento, Q es el gasto en cm3/seg; K es el
coeficiente de permeabilidad del suelo (cm/seg.) o (min/seg), A es el Área
total de la sección transversal del suelo (cm2)
En la naturaleza los suelos muestran un amplio campo de variabilidad de los
coeficientes de permeabilidad (k), para distintos tipos de suelos, según se
muestra en la figura Nº 2, Casagrande y Fadum (1910).
Gradiente Hidráulico:
Se define como la pérdida de energía experimentada por unidad de longitud
recorrido por el agua, es decir, representa la pérdida o cambio de potencial
hidráulico por unidad de longitud, medida en el sentido del flujo.
i = ∆h/L
Donde: i: Gradiente Hidráulico (adimensional)
∆h: Variación del potencial entre dos puntos
L: Distancia en la dirección del flujo entre dos puntos
*Potencial hidráulico: Es la cota absoluta de un punto del sustrato
donde se instala una rejilla o tubería filtrante, en la cual es agua
ascenderá hasta dicha cota donde se encuentre en equilibrio con la
presión atmosférica.
Limitaciones de la ley de Darcy
La ley de Darcy puede no cumplirse por las siguientes razones:
1. La constante de proporcionalidad K no es propia y
característica del medio poroso, sino que también depende del
fluido.
K, se descompone así: K=kγµ
Donde: K=conductividad hidráulica.
k=permeabilidad intrínseca (depende sólo del medio
poroso).
γ =peso específico del fluido.
µ=viscosidad dinámica del fluido.
Podemos modificar la ecuación de la siguiente manera:
µ=ν.ρ γ=ρ.g
Quedando de esta manera: K = k.gν
Donde: g=aceleración de la gravedad.
ν=viscosidad cinemática del fluido.
k=permeabilidad absoluta. k≠K
Sabemos que K depende tanto del medio como del propio fluido,
como la parte que depende del fluido es normalmente despreciable,
para las aguas subterráneas a efectos prácticos asumimos que la K
de Darcy o conductividad hidráulica es una característica del medio
poroso.
2. La relación entre caudal y el gradiente hidráulico no es
lineal, en algunas circunstancias. Esto puede suceder cuando el
valor de K es muy bajo o las velocidades del flujo soy muy altas.
Cuando K es muy bajo:
Si aplicamos la ley de Darcy para calcular el flujo a través
de una formación arcillosa, el caudal que obtendríamos
sería bajísimo, pero en realidad, si no se aplican unos
gradientes muy elevados, el agua no llega a circular, el
caudal es 0.
Cuando las velocidades del flujo son muy altas:
Si el agua circula a gran velocidad, el caudal es
directamente proporcional a la sección y a la gradiente,
pero no linealmente proporcional, sino que la función sería
potencial.
q= -K (dhdl
¿¿n, n≠1
Para estudiar la validez de la ley de Darcy, se aplica el
número de Reynolds.
Re = Vd/ν
Es imposible conocer el grado de turbulencia del flujo a
través de un medio poroso, pero experimentalmente, se ha
observado que deja de cumplirse la Ley de Darcy, es decir,
el caudal deja de ser linealmente proporcional a la
gradiente.
En el flujo subterráneo, las velocidad son muy lentos, los
valores de Re muy bajos y prácticamente siempre la
relación es lineal.
3. Velocidad de Descarga, Filtración y Real
Velocidad de Descarga:
Llamada velocidad superficial del flujo, se determina mediante las
siguientes ecuaciones:
SI sabemos que: Q = AV Ecuación de continuidad.
Q = kAi Ecuación de gasto según Darcy
Igualando estas ecuaciones obtenemos V = ki (cm/s)
Velocidad real (VR):
Considerando la misma figura N°3, obtenemos:
V R
V f
=Lm
L
V R=V f
Lm
L=(1+e
exLm
LxV ) cm
seg
Suelos anisótropos:
Los suelos anisótropos que se representan en la naturaleza suelen tener
tres planos ortogonales de simetría que se cortan según tres ejes
principales x, y, z. Las ecuaciones equivalentes a las anteriores serán:
V X=−K X∂h∂ X
;V Y=−KY∂h∂Y
;V Z=−KZ∂h∂ Z
Influencia de la anisotropía en la permeabilidad:
De los resultados de diversos ensayos se deduce que la relación entre las
permeabilidades horizontal y vertical de una arcilla aumenta con:
a) La máxima tensión efectiva vertical que ha sufrido la arcilla en el
pasado.
b) Cada nuevo ciclo de carga.
c) El porcentaje de fricción de arcilla.
4. Métodos para medir el coeficiente de permeabilidad del suelo
El coeficiente de permeabilidad de un suelo es un dato cuya determinación
correcta es de fundamental para la formación del criterio del proyectista en
algunos problemas de mecánica de suelos y, en muchos casos, para la
elaboración de sus cálculos.
Hay varios procedimientos para la determinación de la permeabilizas de los
suelos: unos “directos”, así llamados porque se basan en pruebas cuyo
objetivo fundamental es la medición de tal coeficiente; otros “indirectos”
proporcionados, en forma secundaria, por pruebas y técnicas que
primariamente persiguen otros fines. Estos métodos son los siguientes:
a) Directos:
- Permeámetro de carga constante.
- Permeámetro de carga variable.
- Ensayos In Situ.
b) Indirectos:
- Cálculo a partir de la curva granulométrica.
- Cálculo a partir del ensayo de consolidación.
En la tabla debido a A. Casagrande y R. E. Fadum, aparecen las
interrelaciones entre el coeficiente de permeabilidad, los tipos de suelo y lo
métodos de prueba aplicada en cada caso. El valor del coeficiente de
permeabilidad se ha puesto en escala logarítmica, debido a que el intervalo
completo de valores que se maneja en mecánica de suelos oscila entre 102 y
10-9 cm/s
A continuación se describe con cierto detalle algunos métodos directos e
indirectos. De los primeros se tratan los permeámetros y de los
mencionados en segundo lugar, el método que hace uso de la curva
granulométrica del material y el de consolidación.
Métodos directos:
Permeámetro de carga constante
Ofrece el método más simple para determinar el coeficiente de
permeabilidad de ese suelo. Una muestra de suelo de área transversal A y
la longitud L, confinada en un tubo, se somete a una carga hidráulica h. El
agua fluye a través de la muestra, midiéndose la cantidad (cm3) que pasa
en el tiempo t. Aplicando la ley de Darcy:
V=kAit
Donde:
V es la mencionada cantidad de agua.
El gradiente hidráulico medio sale:
i= hL
Entonces: k=VL
¿̂ ¿
El inconveniente del permeámetro es que, en suelos poco permeables, el
tiempo de prueba se hace tan largo que deja de ser práctico, usando
gradientes hidráulicos razonables.
Permeámetro de carga variable
La prueba de carga variable se usa para determinar el coeficiente de
permeabilidad de suelos finos, tales como arenas finas, limos y arcillas. Para
estos suelos, el flujo de agua que lo atraviesa es demasiado pequeño para
permitir mediciones precisas con el permeámetro de carga constante.
El procedimiento para determinar el coeficiente de permeabilidad de un
suelo es el siguiente:
1. La muestra de suelo se coloca entre dos placas porosas que sirven de
filtros.
2. El desagüe se mide en un tubo delgado de vidrio de sección “a”
3. Cálculo del coeficiente de permeabilidad “k”: durante el tiempo
elemental dt la altura del agua en el tubo disminuye un dh, por lo
tanto el volumen de agua desplazado, medido en el tubo es a x dh,
que es igual al volumen dQ que pasa a través de la muestra de suelo.
Si tenemos en cuenta la Ec. (1.4):
dQ=−a x dh=K .( hL ) . A .dt
−a x dh=K .hL
. A .dt
Integrandoesta ecución , si h1 yh2 sonlasalturas del aguaenel tubo en los
instantes t1 y t2, respectivamente tenemos:
dQ=−a x dh=K .( hL ) . A .dt
−dhh
=K .( hAL.a ) .dt
De donde:
−log∫h1
h2
h=K .( AL .a )∫
t 1
t 2
t
k= l . aA ( t2−t 1 )
logh1h2
…………………………………………………… (1.8 )
k=2.3 l . aA (t 2−t 1 )
logh1h2
………………………………………………. (1.8 ´ )
Ensayos In Situ
Para poder averiguar de una forma rápida si un suelo sea impermeable o
permeable se efectuará la prueba de permeabilidad de campo (pozo de
absorción) la prueba consiste en hacer pozos de 30x30x30 cm. Que se llena
de agua, por el tiempo que transcurre en ser absorbida está se estima sobre
la permeabilidad del suelo. Los resultados de este ensayo son solo
representativos de una capa de material del orden de 1 m.
Procedimiento del ensayo:
1. Se excava un pozo de 0.30 x 0.30 x 0.30 m
2. Se coloca un puente fijo en el brocal del pozo de prueba a partir del
cual se miden los diferentes niveles de agua en función del tiempo.
3. Los pozos deben llenarse de 3 ó 4 veces antes de tomar la lectura
con el objeto de saturar el terreno circundante. Un suelo se
considera impermeable si el agua tarda más de 30 horas.
Métodos indirectos
Cálculo a partir del análisis granulométrico
Desde hace tiempo se ha tratado de establecer correlaciones entre
granulometría de un material y su permeabilidad. Es obvio que existen
razones para creer que pudiera establecer tal correlación; en suelos
arenosos gruesos, los poros entre las partículas minerales son relativamente
grandes y por ello la permeabilidad resulta comparativamente alta; en
suelos de menores tamaños, los poros y canalículos entre los granos son
más pequeños, por lo cual estos materiales son de menor permeabilidad.
Desgraciadamente, en la práctica, estas condiciones tienen un valor muy
limitado, sobre todo debido al hecho de que otros factores, aparte del
tamaño, ejercen notoria influencia en el valor del coeficiente en una formula
única, por lo que no hay ninguna que los tome en cuenta de un modo
aceptable. Así pues, las expresiones que abajo se detallan deben verse
como una manera muy tosca de evaluar la permeabilidad de un suelo y de
ningún modo sustituyen a métodos más precisos y desgraciadamente, más
complicados y costosos, en todos los casos en que un conocimiento correcto
del valor de k sea necesario.
Prácticamente todos los métodos del tipo en estudio siguen la formula
clásica de Allen Hazen (1892):
k=C D102( cmseg ) ….. (1)
En donde: - k: es el coeficiente de permeabilidad buscado
- D10: diámetro efectivo de Hazen
Hazen obtuvo su fórmula experimentando con arenas uniformes con
diámetro efectivo comprendido entre 0.1 y 3 mm; en estos suelos C varió de
4 y 146. El valor C= 116 suele mencionarse como un promedio aceptable de
las experiencias efectuadas por Hazen. Sin embargo, se ve que, en primer
lugar, la fórmula es inaplicable a la mayoría en segundo lugar, aun para
esos suelos, la variación de la constante C resulta excesiva para que la
formula sea confiable.
La temperatura influye, según se verá, en el valor de la permeabilidad, por
alterar la viscosidad del agua. Tomando en cuenta ese factor, la formula
antes mencionada (1) puede modificarse de la siguiente manera:
k=C (0.7+0.03 t ) D102( cmseg )….. (2)
Siendo t la temperatura en °C.
Otros investigadores han propuesto otras fórmulas de correlación.
Schlichter, por ejemplo, tomó en cuenta, además de la temperatura, la
compacidad en la siguiente expresión:
k=771D102
c(0.7+0.03 t)( cm
seg )c es una función de n que responde a los valores.
n 0.26 0.38 0.46
c 83.4 24.1 12.8
Terzaghi da, para suelos arenosos, la expresión:
k=D102 C1(0.7+0.03t )( cmseg )
Donde: C1=C0( n−0.133√1−n )
2
En donde n es la porosidad y C0 un coeficiente con los valores indicados en
la siguiente tabla:
Arenas de granos redondeados C0= 800
Arenas de granos angulosos C0=460
Arenas con limos C0< 400
Todas las formulas anteriores suponen que el coeficiente de permeabilidad
es directamente proporcional al cuadrado del diámetro efectivo; sin
embargo, esta afirmación se ha revelado como discutible, sobre todo en
ciertos tipos de suelos. Otros autores han propuesto exponentes diferentes.
Es necesario repetir que todas las formulas anteriores son de valor muy
limitado, válidas como norma de criterio, pero nunca sustitutivas de
métodos más precisos, del tipo de los que se dieron anteriormente como lo
son los métodos directos.
Cálculo a partir del ensayo de consolidación
El coeficiente de conductividad hidráulica también es determinable a través
del ensayo de consolidación, para suelos muy finos que resulta difícil
obtenerlo con los permeámetros corrientes. Es importante anotar que existe
una correlación entre la permeabilidad y el proceso de consolidación, lo que
permite calcular el coeficiente de permeabilidad mediante la siguiente
expresión:
K=C v mv γw=C c H
2C v γw
1+e
Donde:
K es el coeficiente de permeabilidad
H es la máxima trayectoria del agua
γwes el peso específico del agua
Cv es el coeficiente de consolidación
mv es el coeficiente de compresibilidad
e es la relación de vacíos
5. Permeabilidad de masas estratificadas
Ya se ha visto que de acuerdo con la ley de Darcy la velocidad de
aproximación es: v=K .i
Ahora bien, los depósitos de suelos transportados están por lo general
formados por estratos de diferentes permeabilidades, por lo que para
determinar la constante de permeabilidad media de tales depósitos es
necesario extraer muestras inalteradas de cada estrato y ensayarlas de
manera independiente. Conocida como la constante de conductividad
hidráulica de cada estrato, el promedio para todo depósito puede
calcularse como sigue
Conductividad hidráulica para flujo paralelo a los estratos. Se tiene:
K1 ,K 2 , K3 ,…K n= constante de conductividad hidráulica de cada estrato,
medida en flujo horizontal
H 1 ,H 2 , H 3 ,…H n= espesor de los estratos
K I=1H
(K1H 1+K 2H 2+K3H 3+…+Kn H n )
K II=H
H 1
K1
+H 2
K2
+H3
K3
+…+Hn
Kn
Conductividad hidráulica del conjunto: K p=√KV x KH
TIPO DE SUELOCOEFICIENTE DE PERMEABILIDAD
(K: cm/seg.)
FANGO1 X 10-9 A 1 X 10-9
ARCILLA 1 X 10-8 A 1 X 10-6
LIMO 1 X 10 -6 A 1 X 10-3
ARENA FINA 1 X 10-3 A 1 X 10-2
ARENA GRUESA,
GRAVA FINA1 X10-2 A 1 X 10-1
GRAVA 1 A 100
SUELOS
IMPERMEABLES QUE
HAN SUFRIDO
ALTERACION POR LA
VEGETACION Y LA
METEORIZACIÓN
1.0 X10−2A1.0 X10−7
SUELOS
IMPERMEABLES
COMO LAS
ARCILLAS
HOMÓGENEAS BAJO
LA ZONA DE
METEORIZACIÓN
1.0 X10−7 A1.0 X10−9
ARENAS MUY FINAS,
LIMOS, MEZCLA DE
ARENA, LIMO Y
ARCILLA,
DEPÓSITOS DE
ARCILLA
ESTRATIFICADA
1.0 X 10−3 A1.0 X10−7
ARENAS LIMPIAS,
MEZCLA DE ARENA
Y GRAVAS LIMPIAS
1.0 A 10−3
GRAVAS LIMPIAS 10−2 A 1.0
6. Esfuerzo efectivo, presión de poros, gradiente hidráulico crítico
Consideremos un corte transversal de una capa de suelo saturado con
un espesor h2
El agua contenida en los poros está en movimiento (existe
filtración)
σ=h1 γ+h2 γ sat
Donde: σ es el esfuerzo total en el fondo en el punto “A”, γ es el
peso específico del estrato h1, γ sat es el peso específico del estrato
h2.
El esfuerzo total soportado parcialmente por el agua de poro en los
espacios vacíos y otra parte por los sólidos en sus puntos de
contacto entonces:
σ=σ e+μ
Donde: σ e es el esfuerzo efectivo o intergranular, μ=γωh es la presión
de poros
σ e=(h1 γ+h2 γ sat )−h2 γw=h1γ+h2(γ sat−γω)
El agua contenida en los poros está en
reposo (no existe filtración)
El agua contenida en los poros está en movimiento (existe
filtración)
Sabemos que:
γ ´=(γ sat−γω)
γ sat=Ss γw+e γw
1+e
γ ´=(Ss+e)1+e
γw
El agua contenida en los poros está en movimiento (existe
filtración)
En el fondo considerando un punto A
σ=σ e+μ→σe=σ−μ
σ=(h1 γω+h2 γ sat )
μ= (h1+h2+h ) γω
Reemplazando estos valores en:
σ e=(h1 γω+h2 γ sat )−(h1+h2+h ) γω
σ e=h2(γ ¿¿ sat−γω)−hγω¿
σ e=h2 ¿¿
Donde: hh2
=i(gradiente hidráulico)
La causa de la filtración de agua a través de la muestra es el
gradiente hidráulico.
Si el agua circula hacia arriba, la fricción entre el agua y las paredes
de los vacíos tiende a levantar los granos de suelo. En este mismo
instante cuando empiecen levantándose las partículas, la presión
efectiva se hace igual a cero en todo punto de la masa de arena (a
cualquier profundidad) o sea el gradiente hidráulico alcanza su valor
crítico:
σ e=o=h2(γ ´− hh2
γω)=γ ´−iγω
icri=γ ´γω
=(Ss−1 )1+e
El valor promedio en la mayoría de los suelos arenosos sujetos a
ebullición es ≤ 1.
7. Fenómeno capilar
Podemos definir como la respuesta a las fuerzas de cohesión y adhesión que
se generan por la capilaridad que presenta el líquido (agua) por encima de
la napa freática afectando el suelo donde se ejecutara la construcción.
La fuerza de cohesión es la atracción entre moléculas de agua, mientras la
adhesión es la atracción de las moléculas con la superficie sólidas. La fuerza
de adhesión hace que algunas moléculas de agua estén rígidamente unidas
a las partículas de suelo y se llama agua absorbida; en cambio las
moléculas unidas por fuerzas de cohesión sobre superficie de los granos de
suelo pueden ser fácilmente removidas.
Las fuerzas de cohesión y adhesión juntas regulan el movimiento de agua.
En suelos arcillosos la adhesión y cohesión ejercen sus fuerzas sobre sus
propiedades de plasticidad.
Por ende es de importancia tomar en cuenta el agua capilar existente en el
terreno de fundación que queda encima de una napa freática.
Tensión superficial
La mayor parte del agua retenida lo es por tensión superficial, que se
presenta alrededor de los puntos de contacto entre las partículas del
agua capilar y los poros o conductos capilares del suelo.
Como ejemplo tenemos la cohesión aparente, que pueden presentar
taludes de arena que se han mantenido estables, se explica por la
humedad de contacto. Ella la ejerce la pequeña cantidad de agua que
puede mantenerse, sin caer, rodeando los puntos de contacto entre los
diminutos granos de arena, gracias a fuerzas de adherencia entre el
líquido, sólido y tensión superficial, que se oponen a la gravedad.
De la figura:
Pa=P2+h
Dónde:
h=2T cos αR∗γw
Reemplazando:
Pa=P2+h
Pa=P2+2T cos αR∗γw
P2=Pa−2T cos αR∗γw
La parte donde se forma el menisco por efecto de la capilaridad del
tubo se puede decir que ahí ocurre una menor energía potencial. La
parte de la superficie del líquido se concentra una mayor energía
potencial.
El agua posee cierta tensión superficial (75 dinas/cm=0.0764gr/cm).
En tubos capilares esta propiedad se manifiesta por la ascensión del
agua formando un menisco.
Ascensión capilar
Si se sumerge un tubo capilar de vidrio en un recipiente con agua, el
líquido asciende dentro de él hasta una altura determinada. Si se
introduce un segundo tubo de mayor diámetro interior el agua sube
menor altura. Lo mismo ocurre con el suelo, la altura capilar que alcanza
el agua en un suelo, se determina considerando una masa de tierra,
compuesta por cientos de tubos capilares.
De la figura:
∑ Fv=0 → W−2π∗T∗cosθ=0
W=γ∗V =γ∗π R2∗H
Reemplazando:
γ∗π R2∗H−2π∗T∗cos θ=0
Desarrollando y despejando:
H=2∗T∗cosθγ∗R
Si θ=0
Hmax=2∗0.0764∗1
γ∗R=0.306
D
Angulo de contacto
La superficie del líquido plana en su parte central, toma una forma curva.
Esa curva se denomina menisco y se debe a la acción combinada de la
adherencia y de la cohesión. Por la acción capilar los cuerpos sólidos
hacen subir y mover por sus poros, hasta cierto límite, el líquido que los
moja.
Pero no siempre ocurre así, son fuerzas que dependen de las sustancias.
Así, el menisco será cóncavo, plano o convexo, dependiendo de la acción
combinada de las fuerzas de adherencia y de cohesión, que definen el
ángulo de contacto en la vecindad, y de la gravedad.
a) El menisco es cóncavo.
b) El menisco es 0.
c) El menisco es convexo.
Determinación de la altura de ascensión capilar
Según Tersaghi:
H= Ce∗D10
Dónde:
C: Constante empírica que depende de los granos
e: Relación de vacíos
Según Peltier:
H= n∗x2
2k∗t
Dónde:
n: Porosidad
x: Altura que alcanza el agua en el tiempo t
k : Coeficiente de permeabilidad
t: Tiempo
La altura típica que alcanza la elevación capilar para diferentes suelos
es: arena gruesa 2 a 5 cm, arena 12 a 35 cm, arena fina 35 a 70 cm,
limo 70 a 150 cm, arcilla 200 a 400 cm y más. Gracias al fenómeno de la
Tensión superficial y Capilaridad, existe un incremento de agua a la capa
activa del suelo.
8. Efectos capilares
Entre los fenómenos causados por la tensión superficial, uno de los más
característicos y de mayor importancia es el de ascensión capilar.
Como ya vimos en el punto anterior sobre ascensión capilar, en este
capítulo observaremos cómo se comporta el esfuerzo tensión en cualquier
punto de la columna de agua.
El agua que asciende por el tubo capilar está sometida a esfuerzos de
tensión, si se toma la presión atmosférica como origen. Por lo tanto el
esfuerzo de tensión (u) en el líquido, inmediatamente abajo del menisco es:
De la figura obtenemos:
u=h∗γ=2∗T∗cosθγ∗R
∗γ
Si θ=0
Reemplazando obtenemos:
u=2∗TR
9. Proceso de Contracción en suelos finos
Con las consideraciones expuestas en los párrafos anteriores, es posible
comprender el mecanismo de contracción en los suelos finos, hecho
experimental de conocimiento común, así como las razones para el mismo.
Un suelo saturado exhibe primeramente una superficie brillante, que cambia
a opaco al formarse, por evaporación, los meniscos cóncavos, en cada poro.
Al irse evaporando el agua, va disminuyendo el radio de curvatura de esos
meniscos y aumentando, por lo tanto, la presión capilar sobre las partículas
sólidas, que por este efecto, se comprimen, la evaporación seguirá
disminuyendo el radio de curvatura de los meniscos y comprimiendo la
estructura del suelo, hasta un punto en que la presión capilar sea incapaz
de producir mayor deformación; en ese momento comenzará la retracción
de los meniscos hacia el interior de la masa de suelo. Físicamente ese
momento está señalado por el cambio de tono del suelo, de oscuro a más
claro.
En el suelo, los poros y canalículos ocupados por el agua no son de tamaño
uniforme, sino que varían entre amplios límites, por lo que el agua no se
retraerá al mismo tiempo hacia el interior de la masa, comenzando el
proceso en los poros de mayor diámetro.
Estadísticamente, puede decirse que toda la gama de diámetros de los
canalículos existentes se presentan a lo largo de un capilar, en una
distancia relativamente pequeña a partir de la superficie. Esta distancia
puede ser del orden de 2,5 cm, en arenas gruesas, pero en arcillas
ordinarias, con diámetros de poro comprendidos entre 0,1 y 0,001 de
micrón, todos ellos se presentan a una distancia del exterior no mayor que
una fracción de milímetro. Por lo tanto, aun cuando una de las aberturas de
la superficie corresponda al mayor diámetro que pueda encontrarse en la
muestra total de suelo, el menisco necesitará retraerse muy poco para
llegar a una zona de pequeño diámetro en la cual pueda desarrollar
esfuerzos de tensión importantes.
Finalmente, cada menisco se retirará al diámetro de poro más pequeño para
el que un menisco totalmente desarrollado produzca en el suelo la máxima
presión capilar que pueda deformar la estructura al máximo.
En ese instante, con su máxima contracción alcanzada bajo esa máxima
presión capilar que el agua ejerce, el suelo habrá llegado a su límite de
contracción. Cualquier evaporación posterior hará que los meniscos se
retraigan hacia el interior sin más incremento en la presión capilar, pues el
diámetro de los poros ya no disminuye.
Una manera sencilla de visualizar el proceso de secado de un suelo fino es
la que se expone a continuación:
Supongamos una charca formada por agua de lluvia que tiene arcilla en
suspensión y que por efecto del sol se va secando, la arcilla en suspensión,
formará por lo tanto la capa superior de la superficie expuesta del suelo una
vez que el agua se ha evaporado completamente. A medida que el sol sigue
irradiando calor, más cantidad de agua se irá evaporando y ahora será a
expensas del agua de los capilares del suelo, en este momento, veremos
como la pequeña capa de arcilla, de solo algunos milímetros, que había
estado en suspensión en el agua comienza a contraerse por acción de las
presiones capilares. Observaremos además que la contracción no será igual
en ambas caras y que será mayor en la cara superior donde el sol actúa en
forma directa, lo que hace que los capilares de esta cara sufran un secado
más importante que en la cara posterior y ejerzan un mayor esfuerzo de
contracción sobre las partículas de arcilla con lo cual se produce una
contracción diferencial, que se traduce en la curvatura de la capa, que a su
vez hace que la misma se rompa en trozos muy similares, de acuerdo al
esquema de la figura.
A la fuerza que tira el agua en un tubo capilar corresponde una reacción que
comprime las paredes del tubo, si el agua se evapora, los meniscos se
retraerán hacia el interior del tubo, conservando su curvatura y
manteniéndose invariable la tensión del agua. Se ve que en un tubo capilar
horizontal, el esfuerzo de tensión del agua es el mismo en toda la longitud,
a diferencia del tubo vertical, en donde las fuerzas siguen una ley de
variación triangular.
Fuerza de tensión que genera la tensión superficial.
FT = Fuerzas de tensión desarrolladas por el agua en toda la superficie del
menisco
FR = Fuerzas de reacción (de igual valor de FT) desarrollados por el tubo
capilar en toda su superficie
Por efecto de estas fuerzas las paredes del tubo sufren reacciones y tratan
de estrangularse acortando su longitud.
La máxima compresión posible que pueden desarrollar las fuerzas capilares
sobre un suelo sujeto a la desecación fue calculada según Terzaghi:
p=0.306a
en gr /cm2………………………………………………(1.24)
Donde: p es la compresión máxima, a es la longitud de la abertura
capilar