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