Hidráulica Aplicada Al Sector Rural (I) Ingeniería Agrícola

diegofernandounal@gmail.com
Hidráulica Aplicada Al Sector
Rural (I)
Ingeniería Agrícola
Continuo Agua – Suelo – Atmósfera
Diego F. Escobar A.
01/01/2009
Profesional en Ingeniería Agrícola con conocimientos en la planificación y ejecución de las obras
de adecuación e infraestructura asociadas a las explotaciones agrícolas y pecuarias; Manejo y
solución de problemas inherentes a la ingeniería del riego y drenaje de los cultivos; Manejo de las
operaciones de poscosecha y beneficio de los productos agrícolas y pecuarios; Diseño y
planificación de obras de saneamiento básico a nivel rural (acueductos, pozos sépticos,
biodigestores etc.); Formulación de consultaría e interventoría en proyectos de inversión y
desarrollo agropecuario.
HUMEDAD DEL SUELO
La propiedad más sobresaliente de la matriz sólida del suelo es su naturaleza fragmentada en partículas. El sistema
poroso es un sistema continuo, geométricamente complejo que constituye entre el 30% y el 60% del volumen total
dependiendo del tipo de suelo. En suelos saturados este volumen se encuentra lleno, mientras que en los suelos
secos está sólo parcialmente ocupado.
FRAGCION DEL SUELO
25% Aire
25% Agua
En los suelos agrícolas promedio, cuando están a capacidad de campo, la fracción hídrica puede ocupar entre el 40%
y el 60% del espacio poroso. El alto grado de continuidad de la lámina hídrica que llena los espacios libres del suelo
es de enorme importancia para el movimiento del agua y de los nutrimentos hacia la raíz de la planta.
Las características básicas del suelo dependen principalmente de la composición mecánica, o sea de la cantidad
relativa de los componentes del complejo, y de la distribución por tamaño de las partículas de fracción mineral, de la
estructura o modo como están organizadas esas partículas, de la clase de minerales arcillosos presentes y del tipo y
cantidad de iones intercambiables adsorbidos a ellos, así como de la cantidad de materia orgánica (humus)
incorporada a la fracción mineral.
CALCULO DE LA HUMEDAD
La humedad se calcula como la diferencia de masa antes y después del secado de la muestra de suelo, en estufa a
103 °C., puede expresarse bien en peso o en volumen.
𝐻𝐺(%) =
𝑝ℎ𝑠 − 𝑝𝑠𝑠
∗ 100
𝑝𝑠𝑠
𝐻𝑉(%) = 𝐻𝐺(%) ∗ 𝐷𝑎
𝐿𝐴𝑀 (𝑚𝑚⁄𝑐𝑚 𝑆𝑢𝑒𝑙𝑜) = 𝐻𝑉(%) ∗ 𝑝𝑟𝑜𝑓.
Humedad
Gravimétrica
HG(%)
Humedad
Volumétrica HV(%)
Humedad En Base
a Lamina
LAM(mm/cmsuelo)
En suelos arcillosos,
donde el tamaño de partículas es de orden de micrómetros, predominan los tamaños de poro más pequeños que
absorbe y retiene el agua con mayor tenacidad. En general, cuanto mayor sea el contenido de arcilla de un suelo,
mayor será su capacidad para retener agua.
Espacio Poroso o Porosidad Total PT (%)
𝑃𝑇(%) = 1 − (
𝐷𝑎
) ∗ 100
𝐷𝑟
DENSIDAD APARENTE, ρa
La densidad aparente es la razón entre la masa de sólidos y el volumen total (volumen de sólidos más el volumen de
poros). Su valor varían entre 1.1 𝑔⁄𝑐𝑚3 para suelos arcillosos y alrededor de 1.6 𝑔⁄𝑐𝑚3 para suelos arenosos.
𝜌𝑎 =
𝑝𝑠
𝑝𝑠
=
𝑉𝑡 𝑉𝑠 + 𝑉𝐴 + 𝑉ℎ
DENSIDAD REAL, ΡR
La densidad real se refiere al peso de una unidad de volumen de suelo seco. La densidad real de la mayoría de los
suelos minerales varía de 2,5 a 3 g / cm 3, en cuanto los suelos de alto contenido de materia orgánica pesan mucho
menos que los suelos minerales (promedio de los suelos de la superficie arable 2,66 g / cm 3).
Se deduce que la influencia de los cambios de la densidad aparente por efecto de la labranza sobre el desarrollo del
cultivo depende del tipo de suelo, cultivo y niveles de humedad del suelo. Esta varía con la agregación de las
partículas y con la proporción del volumen ocupado por los poros. Además, permite estimar el grado de compactación
cuando se conoce la porosidad del suelo.
POROSIDAD, η
La interpretación del valor de porosidad del suelo no es suficiente para conocer su comportamiento en la relación con
el aire y el agua. En efecto, un horizonte puede tener una buena porosidad pero si está situado sobre un horizonte
muy impermeable (hard-pan) o un suelo formado de motas compactas separadas por grandes fisuras, puede tener la
misma porosidad que un suelo de estructura grumosa. Finalmente, la porosidad en un instante dado no es indicativa
de la duración de ese estado ni de la estabilidad de esa estructura.
CALCULO DE LA POROSIDAD, η
𝑉𝑤
𝜂=
𝑉𝑡
𝑉𝑤 = Volumen de poros
𝑉𝑡 = Volumen total del suelo.
Para la mayor parte de los suelos, la porosidad varía entre 0.3 y 0.6. En comparación con los suelos arcillosos, los
poros en los suelos arenosos son de mayor tamaño pero la porosidad media es menor. Sin embargo, la porosidad
para suelos arcillosos varía considerablemente debido a los cambios resultantes de procesos como la expansión,
contracción, dispersión y compactación.
Los valores de porosidad pueden variar de 20 a 30% en suelos de textura fina, hasta 70 y 80% en suelos ricos en
calcio y humus y en suelos turbosos. La porosidad no solamente varía de un suelo a otro, sino que varía para un
mismo suelo dependiendo principalmente del estado del complejo arcilla-humus. La microporosidad depende más de
la textura que de la estructura y particularmente del contenido de humus capaz de retener el agua. La
macroporosidad depende fundamentalmente de la estructura.
El suelo se compacta cuando la proporción del volumen total de poros ocupados por el aire en relación al volumen
total del suelo, es inadecuado para permitir el máximo crecimiento de los cultivos.
TEXTURA
La textura o composición granulométrica expresa las proporciones relativas de las partículas minerales de la tierra
fina, clasificadas en categorías según unos tamaños arbitrarios. Se denomina tierra fina al conjunto de partículas
inferiores a 2 mm y elementos gruesos al conjunto de partículas superiores a los 2 mm.
En general, tanto arena como grava son consideradas como partículas gruesas en comparación con limos y arcillas,
las cuales se clasifican como partículas finas. Los suelos con predominio del contenido de arena suelen tener una
capacidad de retención de agua baja y una permeabilidad alta; en general, tienen una buena aireación y drenan bien.
Los suelos con altos contenidos de limos suelen tener problemas de formación de costras, lo cual resulta en
escorrentía superficial. En general, aquellos suelos con predominio del contenido de limo y arcillas suelen ser
cohesivos y tener una capacidad de retención de agua alta y una baja permeabilidad, lo que supone velocidades de
infiltración y aireación baja.
ESTRUCTURA
La “estructura” de un suelo consiste en la disposición y organización de las diferentes partículas. Como tal, la
estructura de un suelo constituye una propiedad cualitativa del mismo antes que una propiedad cuantitativa. Esta
estructura depende de la porosidad total de un volumen de suelo, de la forma de cada poro y de la distribución global
de los tamaños de los poros. Como resultado la estructura de un suelo afecta en gran medida a las propiedades
mecánicas del suelo, principalmente al movimiento de fluidos, incluida la infiltración, la retención de agua y la
aireación. Aquellos suelos con partículas estrechamente unidas, como por ejemplo, en una arcilla seca, a menudo se
definen como poseedores de una estructura en masa.
AGREGACIÓN
La “agregación” de un suelo consiste en la estabilización de la arena, limos y arcilla, mediante la formación de
complejos de materia arcillosa-orgánica en agregados. En comparación con las partículas minerales, los agregados
constituyen unidades estructurales temporales. Su estabilidad se ve afectada en gran medida por la actividad
microbiana, los cambios climáticos y por las prácticas agrícolas. Los agregados sufren una consolidación posterior
debido a fuerzas físicas tales como la evaporación, deshielo, el crecimiento de las raíces y la compactación.
Como la mecanización del suelo está en función de la textura y la estructura, en razón a que cualquier presión
ejercida sobre el mismo, incluso su propio peso según sea el contenido de humedad, se traduce en reagrupación y
reordenamiento de las partículas y microagregados que lo componen.
CONTENIDO DE MATERIA ORGANICA
En primer lugar, la materia orgánica funciona como un “granulador” de las partículas minerales, siendo altamente
responsable del aflojamiento, condición friable de suelos productivos. También la materia orgánica es la fuente
principal del suelo de dos importantes elementos, fósforo y azufre, y esencialmente la única fuente de nitrógeno.
A través de su efecto en las condiciones físicas del suelo, la materia orgánica también tiende a incrementar la
cantidad de agua que un suelo pueda retener y la proporción de esta agua que es disponible para el crecimiento de
las plantas. Por ultimo, la materia orgánica es la principal fuente de energía para los microorganismos del suelo. Sin
ella, la actividad bioquímica se cancelaría.
EFECTO DE LA MATERIA ORGÁNICA EN LA HUMEDAD DEL SUELO.
Se extraen muestras de suelo y se colocan a secar durante un día al ambiente. Ya seco se coloca a tamizar. Luego
se mezcla con Cachaza (Materia Orgánica), que ha sido secada previamente por un día al ambiente y tamizada con
el mismo tamiz.
SUELO %
100
90
80
50
30
0
Materia Orgánica %
0
10
20
50
70
100
Ya listas las muestras, se colocan a saturar por capilaridad, las muestras se ponen en cilindros los cuales tienen una
pedazo de apósito en la parte inferior asegurada con un caucho para que no se salga la muestra al ponerlas en un
platón lleno de agua.
Pasadas 24 horas, las muestras presentan estado de saturación. Después se toman tres muestras de suelo mas
M.O. y se colocan en cajas pesadas previamente.
Se determina el peso de las cajas más la mezcla de suelo húmedo, se secan a estufa a 105 ºC por 24 horas.
Ya obtenido estos datos se determina las humedades a los tipos de mezcla de suelo con materia orgánica saturada.
Estos datos de humedad se pueden promediar de acuerdo a la cantidad de de materia orgánica.
RESULTADOS
Los siguientes datos son los pesos obtenidos para la determinación de humedad del suelo según la incorporación de
materia orgánica.
Pc +
Ss (g)
16,96
ω (%)
11,79
Pc +
Sh (g)
19,53
0
10,73
17,07
14,95
50,24
0
10,83
15,67
14,07
49,38
10
11,51
21,2
17,26
68,52
10
10,91
19,51
16,09
66,02
10
11,46
20,43
16,8
67,98
20
10,71
17,07
14,12
86,51
20
11,63
17,97
15,01
87,57
%M.O.
Pc (g)
0
49,71
20
11,73
25,29
19
86,52
50
10,7
18,68
14,15
131,30
50
10,72
18,84
14,2
133,33
50
11,07
19,63
14,73
133,88
70
11,39
16,14
13,28
151,32
70
10,88
20,65
14,79
149,87
70
10,76
21,85
15,19
150,34
100
11,51
16,24
12,92
235,46
100
10,64
20,67
13,61
237,71
100
11,35
17,83
13,27
237,50
Donde:
𝑀. 𝑂 = 𝑀𝑎𝑡𝑒𝑟𝑖𝑎 𝑂𝑟𝑔á𝑛𝑖𝑐𝑎 𝑒𝑛 𝑝𝑜𝑟𝑐𝑒𝑛𝑡𝑎𝑗𝑒
𝑃𝑐 = 𝑃𝑒𝑠𝑜 𝑑𝑒 𝑙𝑎 𝑐𝑎𝑗𝑎 𝑒𝑛 𝑔𝑟𝑎𝑚𝑜𝑠.
𝑃𝑐 + 𝑆ℎ = 𝑃𝑒𝑠𝑜 𝑑𝑒 𝑙𝑎 𝑐𝑎𝑗𝑎 𝑚á𝑠 𝑙𝑎 𝑚𝑒𝑧𝑐𝑙𝑎 𝑑𝑒 𝑠𝑢𝑒𝑙𝑜 𝑠𝑎𝑡𝑢𝑟𝑎𝑑𝑜 ℎú𝑚𝑒𝑑𝑜 𝑒𝑛 𝑔𝑟𝑎𝑚𝑜𝑠.
𝑃𝑐 + 𝑆𝑠 = 𝑃𝑒𝑠𝑜 𝑑𝑒 𝑙𝑎 𝑐𝑎𝑗𝑎 𝑚á𝑠 𝑙𝑎 𝑚𝑒𝑧𝑐𝑙𝑎 𝑑𝑒 𝑠𝑢𝑒𝑙𝑜 𝑠𝑎𝑡𝑢𝑟𝑎𝑑𝑜 𝑠𝑒𝑐𝑜 𝑒𝑛 𝑔𝑟𝑎𝑚𝑜𝑠.
𝐻𝑢𝑚𝑒𝑑𝑎𝑑 = 𝐶𝑎𝑛𝑡𝑖𝑑𝑎𝑑 𝑑𝑒 𝑎𝑔𝑢𝑎 𝑟𝑒𝑠𝑝𝑒𝑐𝑡𝑜 𝑎 𝑙𝑎 𝑐𝑎𝑛𝑡𝑖𝑑𝑎𝑑 𝑡𝑜𝑡𝑎𝑙 𝑑𝑒 𝑙𝑎 𝑚𝑢𝑒𝑠𝑡𝑟𝑎 𝑑𝑒𝑙 𝑠𝑢𝑒𝑙𝑜.
𝐻𝑢𝑚𝑒𝑑𝑎𝑑 (𝜔) = 𝑀𝑎𝑠𝑎 𝑑𝑒 𝐻2𝑂 / 𝑀𝑎𝑠𝑎 𝑑𝑒 𝑠𝑢𝑒𝑙𝑜 𝑠𝑒𝑐𝑜
ω  H 2O( g )  ( Pc  Sh)  ( Pc  Ss)
Suelo( g )
( Pc  Ss)  Pc
Para un mejor manejo de datos al graficar, los datos de humedad del suelo se promedian:
%M.O.
0
10
20
50
70
100
%Humedad
49,78
67,51
86,87
132,84
150,51
236,89
Según los datos obtenidos, se puede observar muy claramente un aumento en la humedad del suelo cuando se
incrementa el contenido de materia orgánica al suelo.
La materia orgánica influye en propiedades físicas y químicas del suelo. Normalmente responde de por lo menos de
la mitad da la capacidad de captación e intercambio de suelo y es quizás responsable más que cualquier otro factor
de la estabilidad de los agregados del suelo. Además, proporciona la energía y los constituyentes para la formación
del cuerpo de los microorganismos.
CONCLUSIONES
Efectos de la materia orgánica en las propiedades del suelo:


La materia orgánica tiene un efecto en el color del suelo; de color café a negro.
La materia orgánica tiene influencias en propiedades físicas del suelo:
a) Estimula la granulación
b) Reduce la plasticidad y la cohesión.
c) Incrementa la capacidad de mantenimiento de H2O.
 La materia orgánica incrementa la capacidad de captación y absorción:
a) De 2 a 30 veces de grande de coloides minerales.
b) Responsable del 30 al 90 % del poder de absorción de los suelos minerales.
 La materia orgánica aumenta el suministro y disponibilidad de nutrientes:
a) Se presenta un fácil reemplazamiento de cationes.
b) Se mantiene N, P, y S en forma orgánica.
c) Se extra de elemento desde los minerales por medio del humus acido.
CAPILARIDAD
Si el agua es atraída por tensión o presión negativa de un suelo que no se encoge al ser puesto en secamiento, el
aire debe remplazar al agua en el espacio poroso. Como resultado se forma superficies de contacto aire-agua que se
presentan en forma de curva entre partículas contiguas de suelo. La tensión ejercida sobre el agua, constituye un
mecanismo mediante el cual el agua es retenida en el suelo por ascensión capilar.
La elevación capilar en los suelos será también mayor a medida que el tamaño de poros sea menor. Como el menor
tamaño de poros corresponde en general a más pequeñas dimensiones de las partículas de suelo, por lo tanto en las
arcillas y limos el agua podrá ascender por acción capilar por encima del nivel freático a mayor elevación que en las
arenas.
 2 
 d hc w  dT cos
4 
𝑇: 𝑇𝑒𝑛𝑠𝑖ó𝑛 𝑠𝑢𝑝𝑒𝑟𝑓𝑖𝑐𝑖𝑎𝑙
: Á𝑛𝑔𝑢𝑙𝑜 𝑑𝑒 𝑐𝑜𝑛𝑡𝑎𝑐𝑡𝑜
𝑑: 𝐷𝑖á𝑚𝑒𝑡𝑟𝑜 𝑑𝑒𝑙 𝑡𝑢𝑏𝑜 𝑐𝑎𝑝𝑖𝑙𝑎𝑟
: 𝑃𝑒𝑠𝑜 𝑒𝑠𝑝𝑒𝑐í𝑓𝑖𝑐𝑜 𝑑𝑒𝑙 𝑎𝑔𝑢𝑎
T ,  y  w constantes
hc 
1
d
Determinación de la elevación capilar
h1 (m m) 
C
eD10
D10 :
Diámetro efectivo (mm)
e:
Relación de vacíos
C:
Constante que varía entre 10 y 50 mm 2
Al disminuir D10 el tamaño del poro en el suelo disminuirá, causando una ascensión capilar mayor.
Ascenso capilar en varios tipos de suelos.
Tipo de suelo
Arena gruesa
Arena fina
Limo
Arcilla
Rango de
capilar (m)
0.10 – 0.15
0.30 – 1.20
0.75 – 7.50
7.50 - 20
ascenso
CONDUCTIVIDAD HIDRÁULICA DEL SUELO
INTRODUCCION
La propiedad fundamental del suelo respecto al flujo el agua es la permeabilidad. Se dice que un material es
permeable cuando contiene vacíos continuos. La permeabilidad de un suelo puede medirse en el laboratorio o en el
terreno; las determinaciones de laboratorio son mucho más fáciles de realizar que las determinaciones in situ. Las
pruebas de laboratorio permiten estudiar la relación entre la permeabilidad y la relación de vacíos por lo cual suelen
realizar habitualmente cuando no se dispone medidas de campo.
Entre los métodos utilizados en el laboratorio para la determinación de la permeabilidad están:
1. El permeámetro de carga constante.
2. El permeámetro de carga variable.
3. La medida directa o indirecta mediante una prueba edométrica.
El grado de permeabilidad de un suelo se puede expresar por medio de un coeficiente para cada tipo de suelo, este
coeficiente se denomina coeficiente de permeabilidad o de conductividad hidráulica, y se define como la capacidad
de que un líquido (agua principalmente) pase a través de un medio poroso. La conductividad hidráulica de los suelos
es un valor que integra macroscópicamente a todas las características del suelo que afectan el movimiento de agua,
este representa la velocidad de flujo del agua por unidad de gradiente hidráulico; esta relación proviene de la ley de
Darcy (1856), y solamente es válida cuando el régimen de flujo es laminar en el cual las líneas de flujo permanecen
separadas en toda su longitud, moviéndose en forma suave y ordenada.
La conductividad hidráulica (K) depende principalmente de varios factores: la viscosidad del fluido, distribución del
tamaño del poro, distribución del tamaño del grano, relación de vacíos, rugosidad de las partículas del mineral y el
grado de saturación del suelo. El valor de la conductividad hidráulica depende de la temperatura a la cual se efectúa
el ensayo, ya que K es función de la densidad y de la viscosidad del agua. Ambas cantidades varían con la
temperatura pero la variación de la densidad con la temperatura es despreciable en comparación con la variación de
la viscosidad, se suele expresar la conductividad hidráulica a 20 ºC cuando se conoce la conductividad hidráulica a
otra temperatura y se expresa mediante:
K 20 º 
Donde:
vT
KT
v20 º
(1)
K20º : Conductividad hidráulica a una temperatura de 20 ºC.
Kt : Conductividad hidráulica a una temperatura T en ºC.
vt : Viscosidad cinemática del agua a una temperatura T en ºC.
v20 º : Viscosidad cinemática del agua a 20 ºC.
La ecuación (1). Fue derivada suponiendo que el coeficiente de viscosidad del agua es independiente de la porosidad
del suelo y que varía con la temperatura. En las arcillas la temperatura pareciera ejercer una influencia mayor sobre
la viscosidad que en el caso de los suelos más gruesos. Además, la viscosidad media de los poros de las arcillas
aumenta al disminuir la porosidad.
Como es necesaria una conductividad hidráulica relativamente grande para obtener buena precisión en la prueba de
carga variable, esta se limita a suelos permeables. Además el grado de saturación de un suelo no saturado varía
durante la prueba por lo que ésta sólo debe utilizarse en suelos saturados. Como las pruebas edométricas se suelen
realizar generalmente con suelos plásticos, la determinación de la conductividad hidráulica a partir de esta prueba
sólo se hace con suelos de permeabilidad baja. La prueba de permeabilidad con carga constante se utiliza
ampliamente en todos los tipos de suelos.
En el permeámetro de carga hidráulica constante, se mantienen fijos los niveles del agua y se mide la descarga. En
los ensayos para la determinación de la conductividad hidráulica, las fuentes más importantes de error experimental
son: la formación de una pequeña capa de material fino en la superficie de la muestra, que actúa luego como filtro, y
la existencia o formación de burbujas de aire dentro de la muestra de suelo. Ambos fenómenos reducen la
conductividad hidráulica. El error originado por la formación de un filtro puede ser eliminado midiendo la pérdida de
carga entre dos puntos situados en el interior de la muestra.
Es de tenerse en cuenta que las determinaciones de conductividad hidráulica de laboratorio no son valederas cuando
se trata de obtener un valor exacto del parámetro, pues la muestra se puede ver alterada por el posible efecto de
compactación que se produzca al sacar la muestra con el núcleo. Estas pruebas son importantes para cuando se
quieren comparar valores de conductividad hidráulica en diversos tipos de suelo, en este caso se asume que los
errores que se cometen con una muestra, se cometen con todas, entonces, se pueden obtener valores comparativos.
Para la determinación del valor exacto de la conductividad, se utilizan métodos de campo como el del pozo
barrenado, o el del pozo barrenado inverso.
OBJETIVOS
-
Aprender a determinar la conductividad hidráulica como una de las principales herramientas en física de suelos
Identificar el permeámetro de carga constante y saber como influye el diámetro y la altura del mismo
Aprender a interpretar los resultados arrojados por el procedimiento experimental
Determinar la conductividad hidráulica mediante el permeámetro de carga constante y el permeámetro de carga
variable
Conocer las diferencias entre un permeámetro de carga variable y uno de carga constante e indicar que tipo de
permeámetro es recomendado a un determinado tipo de suelo.
METODOLOGIA
Para la realización de la práctica, se utilizó una muestra de suelo extraída mediante un núcleo de hierro, cuya función
es contener un cilindro de hierro y facilitar la penetración d éste en la superficie del suelo, para así tomar la muestra,
el cilindro donde finalmente queda depositada la muestra tiene 10 cm de altura y 8.1 cm de diámetro. Una vez
obtenidas las muestras se llevan al laboratorio y se saturan con agua, para ello se coloca una gasa en la parte
inferior de la muestra y se fija al cilindro con una banda de caucho y se colocan por la parte de la gasa en una
bandeja con agua durante 24 horas, permitiendo que la saturación sea de abajo hacia arriba, es decir, que el agua
ascienda por capilaridad sin que el aire contenido en la muestra de suelo quede atrapado en la misma.
Después de tener el suelo saturado, se adhirió por medio de cinta de enmascarar otro cilindro encima, este cilindro es
donde se depositó la caga hidráulica, esta carga hidráulica debe ser constante para el caso del permeámetro de
carga constante y esto se logra con un sistema de Mariotte, que consiste en aplicar el principio de que con una
entrada de aire al sistema el caudal en la salida se mantiene constante, por lo que la altura en el permeámetro se
mantiene constante, esto mismo se puede lograr llenando constantemente el permeámetro, lo cual requiere una gran
atención para que el nivel de agua no descienda en lo más mínimo. Para el caso del permeámetro de carga variable,
no hay necesidad de utilizar la botella de Mariotte puesto que se trata de medir el descenso del agua en un
determinado tiempo.
Después de asegurados los dos cilindros el uno con el otro, se llevo a una estructura que contenía un embudo y una
probeta, se colocó la muestra encima del embudo y la probeta de tal manera que el agua pasara primero a través del
embudo y se depositara en la probeta, ya estando allí, se agregó agua a la muestra y se mantuvo la carga hidráulica
constante para que no variase la presión en el punto más alto de la muestra, luego de esto, se tomo el tiempo que
tardara en pasar a través del suelo cierto volumen de fluido (agua). Se utilizó un volumen de 10 ml, entonces, se
tomó el tiempo que tardó ese volumen de agua en depositarse en la probeta, el tiempo se tomo varias veces para
poder hacer un promedio y calcular el caudal o flujo volumétrico a través de la muestra y con esto, aplicar la ley de
Darcy para determinar la conductividad hidráulica del suelo. En la figura 1 se muestra el esquema del permeámetro
utilizado en la práctica. Téngase en cuenta que la botella de Mariotte se puede eliminar siempre y cuando se tenga
estricto control visual sobre el descenso de la cabeza de agua.
El desarrollo teórico para la determinación de la conductividad hidráulica saturada mediante el permeámetro de carga
constante mostrado en la figura 1, se basa en la ley de Darcy y es el siguiente:
Aplicando la ley de Darcy para determinar la velocidad de flujo a través de la muestra:
v  Ks·i
Q
H
 Ks·
A
S
(H  H1 )
Q
 Ks· 2
A
S
Donde:
v  Velocidad de flujo (densidad de flujo) (LT-1)
Ks  Conductividad hidráulica saturada (LT-1)
i  Gradiente de potencial hidráulico
Q  Caudal (L3T-1)
A  Área (L2)
H  Diferencia de potencial (L)
 S  Longitud de la muestra (L)
H 2  Carga de potencial en el punto 2 (L)
H1  Carga de potencial en el punto 1 (L)
Despejando Ks:
Ks 
V
S
t·A ( H 2  H 1 )
Donde:
V  Volumen recolectado (L3)
t  Tiempo que tardó en (T)
Ahora se determinan los potenciales en los puntos 1 y 2
H1  0
H 2  L1  L 2
H 2  H 1  L1  L 2
S  L 2
Luego:
Ks 
V
L2
t ·A ( L1  L2)
(2)
Con la ecuación 2, se determina la conductividad hidráulica saturada para un permeámetro de carga constante.
Para el caso del permeámetro de carga variable, se utilizó el mismo sistema, con la única diferencia de que el nivel
del agua no se mantiene constante, y por esto se deben medir no solo los tiempos y los volúmenes de agua
recolectados, sino también el nivel inicial y el nivel final de la carga de agua. Estos niveles se miden con un calibrador
introduciendo la parte posterior del mismo y realizando la respectiva lectura, o simplemente con un flexómetro, o con
una regla. Para esta práctica, se decidió determinar qué disminución en la carga de agua se presentaba al transcurrir
5 minutos, se realizaron varias repeticiones, con el fin de obtener un valor promedio de varios ensayos, y facilitar así
la detección de errores en el procedimiento. Después de que se miden las alturas correspondientes, entonces, se
procede a realizar los cálculos respectivos, teniendo en cuenta el respectivo desarrollo teórico, que incluye
diferenciales de tiempo y de carga, que al final resultan en una sencilla ecuación en la cual solo es necesario
introducir los datos que se tienen, hacer el respectivo manejo de unidades y finalmente obtener un valor promedio de
conductividad hidráulica saturada (Ks). En la figura 2 se presenta el esquema utilizado para el permeámetro de carga
variable. Nótese que se tiene en cuenta que la carga de agua es función de la variable independiente tiempo (t).
En un permeámetro de carga variable, la presión, el volumen y por tanto la velocidad de flujo cambian a medida que
pasa el tiempo, así que se deben tener en cuenta las siguientes consideraciones:
Primero, se debe definir la pérdida de carga, el caudal y el tiempo, como todos cambian en intervalos muy pequeños,
entonces se definen diferenciales, así:
dh  Pérdida de carga (L)
dt  Tiempo (T)
q  Caudal (L3T-1)
Además se debe saber que para la carga H1 se tiene un tiempo t = 0 y para la carga H2 se tiene un tiempo t = tf
Aplicando la ley de Darcy se tiene el caudal es igual a la cantidad de agua (volumen por unidad de tiempo) que pasa
a través de la muestra de suelo, por lo que es el producto de la conductividad hidráulica, el área y el gradiente de
potencial hidráulico; y también es igual a la cantidad de agua que desciende en el cilindro superior, definida por el
producto entre el área del cilindro que contiene la carga de agua y la pérdida de carga por unidad de tiempo.
dh
dt
h
dh
q  Ks·A·   a
L
dt
q  Ks·A·i   a
Donde a es la sección del tubo de carga, y A es la del tubo que contiene la muestra, que en este caso son iguales.
Entonces, re-arreglando la ecuación anterior, se tiene:
dt 
L  dh 
 
Ks  h 
La cual es una ecuación diferencial separable, integrando con límites de tiempo de 0 a t y con límites de perdida de
carga de H1 a H2:
t
 dt 
0
t
H
L 2 dh 
 
Ks H1 h 
L  H1
ln
Ks  H 2



Despejando Ks:
Ks 
L  H1
·ln
t  H 2



(3)
Donde:
Ks  Conductividad hidráulica (LT-1)
t  Intervalo de tiempo desde H 1
hasta
H 2 (T)
L  Longitud de la muestra (L)
H 1  Altura del nivel inicial de agua respecto al nivel de referencia (L)
H 2  Altura del nivel final de agua respecto al nivel de referencia (L)
Mediante la ecuación 3 se calcula la conductividad hidráulica de una muestra de suelo mediante un ensayo de
laboratorio con un permeámetro de carga variable.
RESULTADOS
Previo a la presentación de los resultados obtenidos en la prueba, es importante hacer una breve descripción del
suelo analizado. La muestra se obtuvo de los primeros 20 centímetros de suelo, la textura de esta capa de suelo es
arcillosa, probablemente franco arcillosa, bastante plástica, moderadamente pegajosa, y también moderadamente
firme.
Con esta breve descripción, entonces, se puede hacer una especulación acerca del posible valor de conductividad
hidráulica saturada que se obtendrá, y para esto se utiliza una tabla en la que se ofrezca una clasificación de valores
de conductividad hidráulica saturada respecto al tipo de suelo, tal como se muestra en la tabla 1.
Valores de conductividad hidráulica saturada de acuerdo al tipo de suelo
Tipo de suelo
Grava Limpia
Arena Basta
Arena Fina
Limo
Arcilla
Conductividad Hidráulica (K)
cm/seg
ft/min
1,0 - 100
2,0 - 200
1,0 - 0,01
2,0 - 0,02
0,01 - 0,001
0,02 - 0,002
0,001 - 0,00001
0,002 - 0,00002
menor a 0,000001
menor a 0,000002
Con ayuda esta tabla, se podría decir que el valor esperado de conductividad hidráulica saturada es menor a
0,000001 cm/s, lo que equivale a 0,036 mm/hora, valor bastante bajo, pero característico de una arcilla. No quiere
decir esto que el valor de conductividad hidráulica saturada tenga por obligación que cumplir con lo que se dice en la
tabla 1, pues respecto a este parámetro existen una gran cantidad de clasificaciones, y algunas son distintas a otras.
Sino que es simplemente con el fin de tener una base de comparación para identificar posibles errores en los
resultados obtenidos, que podrían provenir de las mediciones.
En la tabla se presentan los resultados obtenidos después de realizar el procedimiento con el permeámetro de carga
constante anteriormente descrito. Se decidió encontrar el parámetro estándar de conductividad hidráulica saturada,
es decir, a una temperatura de 20ºC, pues como se dijo anteriormente, la conductividad hidráulica varía con la
temperatura, lo que produciría una gran heterogeneidad en las mediciones si se dan los valores resultantes a
cualquier temperatura, esto hace referencia a cuando se tienen una gran cantidad de estudios (a nivel regional,
nacional o mundial), y se pretenden realizar comparaciones entre los diferentes tipos de suelo. En este caso no es
absolutamente necesario, pero de todas maneras se debe tener en cuenta al momento de presentar un informe
técnico.
Resultados de la determinación con permeámetro de carga constante
Volumen recolectado (cm3)
10
Tiempo 1 (seg)
390
Tiempo 2 (seg)
345
Tiempo 3 (seg)
326
Tiempo promedio (seg)
353,67
Diámetro del tubo (cm)
8,1
Área de la sección (cm2)
51,53
Longitud del tubo (cm)
10
Temperatura del laboratorio (ºC)
22
Viscosidad cinemática del agua a TLAB
(cm2/s)
Conductividad hidráulica (cm/s) a TLAB
0,009696
Viscosidad cinemática del agua a 20ºC
(cm2/s)
Conductividad Hidráulica a 20ºC (cm/s)
1,02E-02
0,000274
0,000261
Para el procedimiento de carga variable, se tiene que la carga depende del tiempo, y dado que el volumen
recolectado depende de la carga, entonces este también dependerá del tiempo, los resultados obtenidos después del
procedimiento se presentan en la tabla 3.
Resultados del procedimiento con carga variable
Ensayo
Tiempo (seg)
Altura inicial (cm)
Altura final (cm)
Longitud del tubo (cm)
Temperatura del laboratorio (ºC)
Viscosidad cinemática del agua a Tlab
(cm2/s)
Conductividad hidráulica (cm/s) a Tlab
Viscosidad cinemática del agua a 20ºC
(cm2/s)
Conductividad Hidráulica a 20ºC
1
300
20
19,7
10
22
0,009696
2
300
20
19,8
10
22
0,009696
3
300
20
19,75
10
22
0,009696
0,000504
1,02E-02
0,000335
1,02E-02
0,000419
1,02E-02
0,000479
0,000318
0,000399
Conductividad hidráulica saturada promedio a 20ºC
Ks = 0,000399 cm/s
DISCUSION DE RESULTADOS
Los valores de conductividad hidráulica saturada obtenidos para el suelo analizado se pueden clasificar según la
tabla 1, en este caso el suelo estaría clasificado dentro del rango de limo, pero como se dijo anteriormente, estas
clasificaciones no son absolutas, y el tenerlas en cuenta no quiere decir que indudablemente el tipo de suelo
analizado tiene la textura que se indica en la tabla, simplemente que debido a que se trata de un suelo franco
arcilloso, probablemente la distribución de tamaños de los poros da como resultado una conductividad hidráulica
saturada que se encuentra en este rango; además existen muchos más autores, y estos realizan otras
clasificaciones, no solo respecto al tipo de suelo, sino también respecto al grado de permeabilidad, tal como se
muestra en la tabla 4.
Clasificación de la conductividad hidráulica de acuerdo al grado de permeabilidad
Grado
de Valor de k (cm./s)
permeabilidad
Elevada
Superior a 10 -1
Media
10 -1 -10 -3
Baja
10 -3 -10 -5
Muy baja
10 -5 10 -7
prácticamente
Menor de 10 -7
impermeable
Clasificación de los suelos según su coeficiente de permeabilidad. Según Terzaghi Y Peck, 1967.
En esta clasificación, el suelo analizado se encuentra en el tercer rango, es decir, una conductividad hidráulica baja,
esto se debe principalmente a la textura que tiene, y a su gran contenido de arcillas con características de expansióncontracción. Cabe destacar que las conductividades de los dos últimos rangos de la tabla 4, son extremadamente
bajas, y estas pueden ser un indicador de mal drenaje y de exceso de compactación.
Respecto a las variaciones que se presentan de un método a otro, se puede decir que el método de carga constante
ofrece una mayor confiabilidad, pues solo se tiene en cuenta que el nivel del agua en el tubo de carga debe ser
constante, si se aplica convenientemente el principio de Mariotte, se pueden disminuir los errores procedimentales
inmensamente. Por el contrario, el método de carga variable, además de que tiene un desarrollo teórico más
complejo, ofrece poca confiabilidad cuando se trata de suelos con poros pequeños, como es el caso de las arcillas,
esto es debido a que el drenaje es tan lento en este tipo de suelos, que la disminución en altura de la carga de agua
del permeámetro es muy poca, y esto puede llevar a errores en las mediciones, además también depende de con
qué se mida el descenso en el agua.
La conductividad hidráulica saturada se ve influenciada por una gran cantidad de factores, cuando un suelo es
comprimido o vibrado, el volumen ocupado por sus elementos sólidos permanece prácticamente invariable, mientras
que el volumen de los vacíos disminuye. Por lo tanto, la conductividad hidráulica del suelo también disminuye. Si un
suelo contiene burbujas de aire, el tamaño de las burbujas disminuye al aumentar la presión de la agua, de modo de
la conductividad hidráulica aumenta con la carga hidráulica. En las arcillas que contienen agujeros de raíces o fisuras
abiertas, la circulación del agua trae casi siempre consigo una erosión interna y las partículas erosionadas van a
llenar los vacíos mas pequeños con lo cual la conductividad hidráulica disminuye a un valor muy pequeño respecto a
inicial.
La influencia de la composición de un suelo sobre la conductividad hidráulica suele ser de pequeña importancia en
los limos, arenas y gravas (con la excepción de la mica y la materia orgánica); si embargo tiene una gran importancia
en las arcillas. Como se deduce las arcillas pueden contener iones de cambio como el sodio, potasio, calcio,
hidrógeno, ya que se presentas fuerzas interacciones químicas entre los compuestos. Cuanto menor es la capacidad
de cambio iónico de un suelo, menor es la influencia de los iones sobre la conductividad hidráulica.
La estructura de un suelo es una de las características más importantes del suelo que influyen sobre la conductividad
hidráulica, especialmente en los suelos de grano fino. Comparando muestras de suelo con la misma con la misma
relación de vacíos encontramos que la muestra en estado mas floculado tendrá mayor conductividad hidráulica y lo
que se encuentre en estado mas disperso tendrá lo mínimo. Cuanto más dispersas estén las partículas, cuando
exhiban una orientación paralela horizontal, más difícil será el recorrido por lo que el flujo del fluido será en sentido
normal a las partículas. Esta mayor dificultad explica parte de la baja permeabilidad existente en una estructura
modificada mecánicamente. El factor principal es que en un suelo floculado existan algunos grandes canales para el
flujo. Como el flujo a través de un canal grande será mucho mayor que a través de varios canales pequeños de la
misma sección total que la grande, teniendo en cuenta que cuanto mayor sean los canales para un determinado
volumen de poro mayor será la permeabilidad.
En este sentido, la muestra analizada, contando con que no se haya visto muy afectada al momento de la toma con
el núcleo debido a la compactación que se podría llegar a producir por los duros golpes que se requieren para hacer
penetrar el cilindro en el suelo, tiene poros pequeños, los que reduce la conductividad respecto de otros tipos de
suelo, si bien tiene mayor volumen de poros, éste está totalmente disperso y dividido en una gran cantidad de poros
muy pequeños interconectados, por lo que el agua tiene que realizar un muy tortuoso recorrido para atravesarlo.
Además de esto, este suelo puede tener una gran capacidad de retención de humedad.
Es importante tener en cuenta la recomendación de que si se va a realizar una prueba con este tipo de
procedimiento, al momento de extraer la muestra, se debe hacer con cierto tiempo, puesto que en algunas ocasiones,
el suelo está algo compactado, y sumándole a esto la compactación que producen los golpes del núcleo, entonces
puede darse el caso de que la muestra no se sature con facilidad, o incluso, que no se sature, por esto es
recomendable tomar varias muestras o sino tomarla con tiempo para poder tener la ventaja de que si no funciona,
entonces simplemente se va al campo a tomar otra muestra.
CONCLUSIONES
El estudio del flujo de agua a través de los poros del suelo es de importancia en la mecánica de suelos. Este estudio
es necesario para estimar la cantidad de agua filtrada bajo varias condiciones hidráulicas; es de importancia en
problemas de investigación involucrados con el riego de los cultivos; y para realizar análisis de estabilidad drenaje de
suelos, además de posibles causas de niveles freáticos colgados.
-
La realización de este tipo de trabajos es fundamental para empezar a desarrollar un conocimiento específico
acerca de nuestro campo de acción, además es un conocimiento muy importante para la vida de cualquier
profesional que deba estar en contacto con los diferentes variables que se presentan en el suelo.
-
Conocer las reglas que rigen los diferentes fenómenos, es de vital importancia para poder realizar
adecuadamente los procedimientos experimentales, así como también para predecir los diferentes valores que
pueden llegar a tomar las variables a tratar.
-
Los factores que afectan la permeabilidad hace resaltar la importancia de reproducir exactamente las condiciones
in situ al determinar la conductividad hidráulica en el laboratorio; ya que una modificación en su estructura puede
variar su conductividad hidráulica.
-
Es importante saber que para cada tipo de suelo existen pruebas que funcionan mejor que otras, en el caso de
los suelos arcillosos, no es apropiado (aunque se puede hacer) realizar la prueba de carga variable, puesto que
debido al drenaje lento de este tipo de suelo, la variación en las alturas es demasiado pequeña, y esto produce a
la larga mayores errores en las mediciones, o al menos, produce mayor probabilidad de error. En cambio con el
permeámetro de carga constante, no se tiene la necesidad de tomar el nivel del agua, puesto que este es
constante, tan solo se requiere tomar el tiempo que tarda el suelo en dejar pasar cierto volumen.
-
La gama de permeabilidades es bastante extensa, variando desde 1 Cm./s para las gravas hasta 10 -8cm./s para
las arcillas, lo que es un indicativo de la gran variabilidad que se puede tener en cuestión de suelos.
BIBLIOGRAFIA
-
DAS M, Bras. Principles of Geotechnical Engineering. PWS Publishers. 1985. 16 – 23p.
-
GAVANDE, S. A. Física de Suelos. Editorial Lisura-Wiley S. A. y el Centro Regional de Ayuda Técnica, Agencia
para el Desarrollo Internacional. 1972. 33p
-
BERRY, Peter L. REID, David. Mecánica de suelos. Ed. Mc Graw Hill. 1993. 34 – 38p.
-
Terzaghi, Karl. Pzca R. B. Mecánica de suelos en la ingeniería práctica. Segunda edición. Ed. El ateneo S. A.
1967.
IRRIGACION
El riego es aportación de agua a la tierra por distintos métodos para facilitar el desarrollo de las plantas. Se practica
en todas aquellas partes del mundo donde las precipitaciones no suministran suficiente humedad al suelo o bien
donde se quieren implantar cultivos de regadío.
En las zonas secas, el riego debe emplearse desde el momento en que se siembra el cultivo. En regiones de
pluviosidad irregular, se usa en los periodos secos para asegurar las cosechas y aumentar el rendimiento de éstas.
La función del riego es mantener en el suelo una cantidad suficiente de humedad que sea aprovechable, debido a
que el desarrollo vegetativo de los cultivos es en cierta forma proporcional a la facilidad con que el agua puede
extraerse del suelo. Esta humedad ideal en el suelo es a menudo difícil de mantener en condiciones de campo. La
dificultad y alto costo del agua limitan la frecuencia de los riegos.
SISTEMAS Y METODOS DE RIEGO
Hay muchos procedimientos de riego, según la naturaleza del terreno, su pendiente, los cultivos o la cantidad de
agua de que se dispone.
Pueden agruparse en:
A. RIEGO CIRCULATORIO O POR DESBORDE (Inundación) – El agua, en lámina delgada, corre más o menos
deprisa por la superficie del suelo. Este riego llamado también de zanjas principales se utiliza generalmente
cuando la topografía es muy variable y mal nivelada cuando el suelo contiene grava o es permeable.
B. RIEGO POR SUMERCION – El agua se mantiene sobre la superficie con un espesor mayor o menor. Está
en reposo o tiene un movimiento muy lento.
C. RIEGO POR INFILTRACION – el agua llena un número mayor o menor de canales, regularmente
espaciados, que dividen el campo en largas fajas o tablas paralelas. Penetra en el suelo por infiltración a
través de las paredes de estos canales.
D. RIEGO ACOMPAÑADO DE DRENAJE – Se designa también frecuentemente con el nombre de su inventor
Petersen.
E. RIEGO POR ASPERSION – El agua se reparte sobre la superficie en forma de lluvias, con regaderas,
mangas o cubas. Es el riego propiamente dicho, sistema que gasta menos agua, pero que requiere el
máximo de mano de obra.
F. RIEGO POR GOTEO - Consiste en aportar el agua de manera localiza justo al pie de cada planta. Se
encargan de ello los goteros o emisores. Estos pueden ser:


Integrados en la propia tubería.
De botón, que se pinchan en la tubería.
Los más baratos son los integrados no autocompensantes.
Lo goteros que se pinchan resulta más prácticos para jardineras o zonas donde las plantas estén más desperdigadas
y se pincha ahí donde se necesiten.
El riego por goteo tiene las siguientes ventajas:
• Ahorra agua.
• Se mantienen un nivel de humedad en el suelo constante, sin encharcamiento.
• Se pueden usar aguas ligeramente salinas, ya que la alta humedad mantiene las sales más diluidas. Si usas agua
salina, aporta una cantidad extra de agua para lavar las sales a zonas más profundas por debajo de las raíces.
• Con el riego por goteo se puede aplicar fertilizantes disueltos y productos fitosanitarios directamente a la zona
radicular de las plantas.
El inconveniente más típico es que los emisores se atascan fácilmente, especialmente por la cal del agua. Precisa
un buen filtrado si el agua es de pozo y agua cuando menos caliza, mejor.
G. RIEGO SUBTERRANEO - Es uno de los métodos más modernos. Se está usando incluso para césped en
lugar de aspersores y difusores en pequeñas superficies enterrando un entramado de tuberías.
Se trata de tuberías perforadas que se entierran en el suelo a una determinada profundidad, entre 5 y 50 cm. Según
sea la planta a regar (hortalizas menos enterradas que árboles) y si el suelo es más arenoso o arcilloso.
VENTAJAS
• Menos pérdida de agua por no estar expuesto al aire.
• Menos malas hierbas porque la superficie se mantiene seca.
• Más estética.
• Permite el empleo de aguas residuales depuradas sin la molestia de malos olores.
• Duran más las tuberías por no darles el sol.
• Se evitan problemas de vandalismo
Inconvenientes: El principal inconveniente y que hace que haya que estudiar bien antes si ponerlas o no, es que se
atascan los puntos de salida del agua. En particular, por la cal. Si tu agua es caliza, no se recomienda el uso de
riego subterráneo.
Las raíces también se agolpan en las tuberías. Para evitarlo se usa herbicida como el Treflan.
SISTEMAS DE RIEGO MANUALES (no ortodoxos):
Gran parte del éxito del jardín se basa en un óptimo diseño del sistema de riego. Si se hace a mano, se pueden
corregir carencias de agua de algunas zonas del jardín y adoptar medidas adecuadas para que ningún rincón quede
sin regar. Pero si se opta por un sistema mecánico, hay que elegir meticulosamente la mejor ubicación de los
aspersores, difusores y goteos para asegurar una cobertura perfecta a todas las plantas y zonas del césped. La
cantidad de agua necesaria para ajustar el sistema depende del tipo de arbusto, su grado de desarrollo, el sustrato
de la tierra, la estación del año, la climatología, el viento, la humedad ambiental, la cantidad de las últimas lluvias, la
humedad ambiente, y un largo etcétera. Se puede concluir, pues, que la única manera de acertar con el riego es el
mimo: el jardinero ha de observar e interpretar las señales que las propias plantas envían.
A. RIEGO CON MANGUERA - Regar con manguera supone tenerla en la mano muchas horas. Para el Césped
está claro que es el peor sistema. Además no se consigue una buena uniformidad, a unos sitios les cae más
agua que a otros. No obstante, a muchas personas les gusta regar con manguera.
B. REGAR A MANO - Garantiza entregar agua directamente a las plantas y evita despilfarros. Es el sistema
más óptimo si se trata de un rincón doméstico: unos pocos metros cuadrados de jardín o una terraza
decorada con macetas ornamentales. En cualquier caso, hay que asegurarse de que se riega
profundamente. Para esto hay que tomarse el tiempo necesario, prestar un interés especial por la zona que
se riega y conocer algunas pequeñas técnicas, como las que siguen:
 Regar por abajo, o colocar la maceta sobre un plato de agua durante un corto espacio de tiempo una hora como máximo- esperando a que las raíces absorban el líquido. Si al cabo de este tiempo
queda agua en el plato, deberá retirarse: significa que la planta no tiene más sed. La ventaja de esta
fórmula, sólo válida para macetas, es que se logra no compactar el substrato. La desventaja, que a la
larga se acumulan sales minerales en su tercio superior.
 Imitar la lluvia. Según el tipo de substrato, especialmente en el caso de la turba, la mejor forma de
regar es echar el agua por encima lentamente (como si aliñáramos una ensalada). Y en previsión de
que la parte inferior del substrato quede empapada mientras la superior aparente estar seca, hay que
introducir un dedo en el sustrato para comprobar su humedad y decidir la cantidad de agua que
todavía necesita. A menudo bastará con humedecer el tercio superior del substrato, ya que el agua
ya bajará hasta la parte inferior. En estas operaciones el agua no sale por los orificios de abajo.
DRENAJE
Es la extracción del agua superficial o subterránea de una zona determinada por medios naturales o artificiales. El
término drenaje suele aplicarse a la eliminación del exceso de agua con canales, desagües, zanjas, alcantarillas y
otros tipos de sistemas para recoger y transportar agua con ayuda de bombas o por la fuerza de la gravedad. Los
proyectos de drenaje llegan a suponer operaciones a gran escala de recuperación y protección de pantanos, tierras
sumergidas o expuestas a inundaciones frecuentes. Estos proyectos suelen consistir en sistemas de zanjas y diques
de drenaje, y a menudo se emplean bombas para elevar el agua hasta la red de drenaje
La importancia del drenaje es que ayuda a mejorar las capacidades productivas del suelo, ya que elimina el exceso
de agua; mejora la estructura del suelo; ayuda al aumento de la profundidad de la zona radicular; contribuye al
mejoramiento de la circulación del aire y el calentamiento del suelo; mejoramiento en la descomposición de las
materias orgánicas y en la nitrificación; reduce la erosión; disminución de los efectos de la sequía, etc.
TIPOS DE DRENAJE
La base de todo drenaje es la construcción de un canal adecuado y accesible por el que pueda correr el agua de la
superficie o del subsuelo. Para ello se pueden utilizar zanjas abiertas, pero no siempre son aconsejables ya que se
atascan a menudo con sedimentos y vegetación. Más frecuentes son los drenajes subterráneos, sobre todo en tierras
de labranza, siendo el más eficaz el llamado drenaje de tejas, que consiste en una cañería hecha de secciones
huecas de tejas de barro o cemento, enterrada a uno o dos metros de profundidad. El exceso de agua en la tierra se
filtra en la cañería a través de agujeros en las tejas.
En drenajes de tierras más o menos llanas lo más frecuente es practicar un desagüe principal en un extremo lateral
del terreno, y diversos desagües transversales conectados al principal. Los desagües laterales pueden ir en sentido
paralelo al principal, confluyendo al final de la parte baja del terreno. Las características especiales de cada suelo
condicionan la distancia entre los drenajes laterales y su profundidad. Los drenajes laterales pueden ubicarse a una
distancia de 5 a 100 m entre sí y a una profundidad no mayor de un metro.
Para evitar que el agua procedente de tierras más altas alcance zonas más bajas, se suelen construir drenajes de
interceptación o contención. Consisten en diques o drenajes subterráneos que atraviesan las pendientes, para
interceptar el agua y desviarla antes de que alcance las tierras bajas.
Los drenajes suelen funcionar por la fuerza de la gravedad, pero en zonas bajas no siempre se pueden tener los
desagües lo bastante bajos para que el agua discurra de forma natural. Cuando no se puede utilizar la fuerza de la
gravedad se emplean bombas para llevar el agua de los sistemas de drenaje a canales que a menudo están situados
a un nivel superior que las tierras drenadas. Éstas suelen hundirse al disminuir su contenido de humedad,
aumentando la dificultad del drenaje de las zonas bajas. Cuando el suelo descansa en basamentos portadores de
aguas subterráneas, como la grava, el drenaje subterráneo se efectúa bombeando el agua desde los manantiales
para disminuir el nivel de agua del suelo.
CONCLUSIONES



Los sistemas de riego son de suma importancia ya que es nos permiten adecuarle al cultivo o a la planta las
mejores condiciones hídricas para su buen desarrollo.
Tanto los métodos convencionales como no convencionales son de suma importancia y hay que estudiarlos
para tener una idea de cómo se podrán aprovechar mejor.
Los sistemas de drenaje son vitales para cuando se encuentren exceso de agua producidos por riegos,
filtraciones, flujos subterráneos, y precipitación excesiva.
El estudio de estos nos ayudara a mejorar las condiciones del terreno.
BIBLIOGRAFIA

http://www.infojardin.com/articulos/sistemas-riego-jardin.htm
Enero 29 de 2006

http://revista.consumer.es/web/es/20020601/economia_domestica/
Enero 29 de 2006

RISLER, E. Y WERY,G. Riegos. Aguas en las mejoras agrícolas.
2da. edición. Salvat editores, S.A. Barcelona


Enciclopedia Encarta 2006
THORNE, D.W. y PETERSON, H.B. Técnicas del riego. Fertilidad y explotación de los suelos. Compañía
editorial Continental, S.A. México D.F.
INTRODUCCION
En la práctica, es decir, en el campo, el suelo se ve sometido a una gran cantidad de variables que componen el
clima, estas variables, como la precipitación, la evaporación de la superficie debida a la radiación y a la convección
del viento, hacen que el suelo experimente diversas condiciones con el paso del tiempo, y no solo esto, también a
medida que aumenta la profundidad se presentan diferentes procesos, como el drenaje, desde las capas húmedas
superiores por encima de capacidad de campo hacia niveles inferiores que se encuentran por debajo de este
parámetro, por este motivo, y a menos que se tenga la posibilidad de medir cada factor, lo cual toma una gran
cantidad de tiempo, y es a veces complicado, sobretodo cuando no se tienen los equipos necesarios, se hace
necesario aprender a realizar una serie de suposiciones que permitan llegar a una condición teórica muy aproximada
al proceso real que está ocurriendo en el campo, suposiciones que parten de hechos y parámetros fácilmente
determinables, tales como la textura del suelo, la región en la que se encuentre el perfil tratado, y con las cuales se
podrá realizar un cálculo aproximado y sobretodo rápido (respecto al tiempo que tarda medir cada factor en cada
intervalo de tiempo determinado) de los procesos y condiciones a través de las cuales pasará el suelo en el lapso de
tiempo en el cual se analizará.
Los principales parámetros tomados en cuenta, son los potenciales energéticos, es decir, el potencial gravitacional
(PG), el potencial mátrico (PM), el potencial de presión (PP) y el potencial hidráulico (PH).
OBJETIVOS
-
Analizar y cuantificar los principales procesos que se presentan en un suelo, a partir de condiciones supuestas.
Determinar de forma aproximada la variación de los potenciales en el perfil de un suelo bajo ciertas condiciones.
Conocer el comportamiento de un perfil de suelo bajo al influencia de factores tanto climáticos como internos
EJERCICIO

Un suelo está inicialmente seco. Recibe una lluvia que humedece los primeros 25 cm del perfil. Después de
pocos días, la superficie se ha secado y el agua se mueve hacia arriba en respuesta a la evaporación. El agua en
el suelo se mueve hacia abajo y en la superficie se evapora. Calcular los potenciales hasta 60 cm. (ver Figura 1)
Figura 1. Representación del perfil del suelo del ejercicio
En primer lugar, se deben tener unas suposiciones iníciales, para poder empezar a desarrollar el problema en
cuestión:







Clima  Zona Valle del Cauca, clima seco
Tipo de suelo  Pesado (Franco Arcilloso)
A la profundidad de 60 cm se llega a capacidad de campo a las 72 horas
Instantes de tiempo analizados  t = 0, t = 12 horas, t = 48 horas y t = 72 horas
Debido a la lluvia, los primeros 25 cm del perfil se saturan
Tensión de humedad del suelo a capacidad de campo  THS = 250 cm H2O
Línea de referencia sobre el nivel del terreno
A partir de esto, se empieza a realizar un análisis cuantitativo y cualitativo acerca de la variación de la cantidad de
agua en el perfil en los cuatro instantes de tiempo:
Para t = 0 (tabla 1)
-
Recién terminada la lluvia, los primeros 25 centímetros del perfil de suelo se encuentran a saturación.
Bajo la capa de 25 cm saturados, se encuentra el perfil seco, con tensión de humedad alta debido a que se
encuentra por debajo de capacidad de campo. Dado que es un suelo pesado el que se está considerando,
entonces la THS a capacidad de campo es de 330 cm H 2O, con lo cual se podría decir que la capa de suelo por
debajo de los 25 cm se encuentra a una THS = 3000 cm H2O.
Potenciales en el suelo para t = 0
Profundidad
(cm)
0
5
10
20
25
30
40
50
60
PG
(cm
H2O)
0
-5
-10
-20
-25
-30
-40
-50
-60
PM
(cm
H2O)
-3000
-3000
-3000
-3000
PP
(cm
H2O)
0
5
10
20
25
-
PH
(cm
H2O)
0
0
0
0
0
-3030
-3040
-3050
-3060
Después de esto, comienza a haber evaporación en la capa superficial del perfil de suelo, y también empieza a haber
drenaje hacia las capas más profundas, de 25 cm hacia abajo.
Para t = 12 horas
-
-
Debido a que el clima es seco, entonces a las 12 horas, debido a la evaporación, ya se ha secado la superficie
del suelo, con lo cual se podría suponer una THS de humedad residual (THS = 32000 cm H 2O).
La profundidad de 5 cm de suelo, no se ve afectada aún por el proceso de evaporación, entonces a partir de ésta
el suelo empieza a drenar.
Debido a que el suelo es pesado, entonces su drenaje es lento, con lo cual en la capa de 5 a 25 cm, el suelo ha
bajado de saturación, pero muy poco, con lo cual se podría suponer una THS de 90 cm H2O
Dado que empieza a entrar agua por debajo de la profundidad de 25 cm, entonces la THS empieza a bajar, y se
podría decir que a la profundidad de 30 cm, el suelo llega a capacidad de campo (THS = 250 cm H 2O),
permitiendo que se empiece a humedecer más abajo, con esto podría suponerse que a la profundidad de 40 cm
la THS está cercana a capacidad de campo, por tanto THS = 350 cm H2O
En este instante, en ninguna parte del perfil se presenta potencial de presión (P P)
Potenciales del suelo para t = 12 horas
Profundidad
PG
PM
PP
PH
(cm)
(cm H2O)
(cm H2O)
(cm H2O)
(cm H2O)
0
0
-32000
-
-32000
5
-5
-90
-
-95
10
-10
-90
-
-100
20
-20
-90
-
-110
25
-25
-90
-
-115
30
-30
-250
-
-280
40
-40
-350
-
-390
50
-50
-2000
-
-2050
60
-60
-2000
-
-2060
Después de esto, lo que debiera ocurrir es que el suelo, en los primeros centímetros se sigue secando debido a la
evaporación, mientras que en las capas de abajo, el agua sigue bajando hasta que se empiece a humedecer todo el
perfil por debajo de los 25 cm.
Para t = 48 horas
Debido a que el clima es seco, los primeros 5 cm de suelo empiezan a sufrir los efectos de la evaporación debida a la
radiación, con lo cual se podría estar hablando de una THS de 4000 cm H 2O
-
Desde los 10 cm hacia abajo, no se presenta el efecto de evaporación hacia el medio ambiente, con lo cual
puede decirse que el suelo sigue drenando, pero como es de drenaje lento, entonces la tensión de humedad
aumenta, pero aún no llega al valor de capacidad de campo, entonces se podría estar presentando una THS =
200 cm H2O
-
Los estratos por debajo de 25 cm, y probablemente hasta los 50 cm podrán llegar hasta capacidad de campo e
incluso permitirán que se empiece a humedecer debajo de ellos.
Los estratos por debajo de 50 cm, disminuirán su tensión de humedad, pero no llegarán aún a capacidad de
campo puesto que el suelo es de drenaje lento, bajo esta condición, se podría considerar una THS = 450 cm H 2O
Potenciales del suelo para t = 48 horas
Profundidad
(cm)
0
PG
(cm H2O)
0
PM
(cm H2O)
-32000
PP
(cm H2O)
-
PH
(cm H2O)
-32000
5
-5
-4000
-
-4005
10
-10
-200
-
-210
20
-20
-200
-
-220
25
-25
-200
-
-225
30
-30
-200
-
-230
40
-40
-200
-
-240
50
-50
-200
-
-250
60
-60
-450
-
-510
Después de esto, los primeros centímetros del perfil se pueden seguir secando y por tanto su THS sigue
aumentando. La evaporación puede afectar incluso hasta los primeros 10 cm, de ahí para abajo, todas las capas
pueden llegan hasta capacidad de campo, que es el punto en el que el suelo no puede retener más agua, y
simplemente todo lo que le llega, lo drenaría.
Para t = 72 horas (tabla 4)
-
Los primeros centímetros del perfil se siguen secando debido a la alta evaporación, podría considerarse una
profundidad de 10 cm que se ven afectados por la evaporación después de las 72 horas.
A la profundidad de 60 cm, el suelo llega a capacidad de campo debido al drenaje interno de las capas
superiores, además, esta es una de las suposiciones iníciales.
La tensión de humedad del suelo en las capas que se encuentran por debajo de 10 cm (no afectadas por la
evaporación) es igual a la tensión de humedad a capacidad de campo, es decir, 250 cm H 2O.
La tensión de humedad del suelo en la superficie (seca al aire), sigue siendo de 32000 cm H2O, en el nivel de 5
cm podría asumirse de 15000 cm H2O, y en el nivel de 10 cm podría ser de 2000 cm H2O
Potenciales de agua en el suelo para t = 72 horas
Profundidad
(cm)
0
5
10
20
25
30
40
50
60
PG
(cm H2O)
0
-5
-10
-20
-25
-30
-40
-50
-60
PM
(cm H2O)
-32000
-15000
-2000
-250
-250
-250
-250
-250
-250
PP
(cm H2O)
-
PH
(cm H2O)
-32000
-15005
-2010
-270
-275
-280
-290
-300
-310
Después de esto, probablemente el perfil del suelo se siga secando debido a la alta evaporación que se presenta
debido a la radiación solar que se produce debido al clima.
Con estos valores supuestos, se pueden graficar los potenciales a medida que se avanza en profundidad, pues a
final de cuentas es mucho mejor ver la comparación de las curvas que se obtienen bajo las diferentes condiciones.
En la figura 2 se presenta la variación del potencial gravitacional y el potencial de presión a medida que se avanza en
profundidad, nótese que a medida que se desciende, el potencial gravitacional disminuye (se hace más negativo)
debido a que este potencial depende de dónde se ubique la línea de referencia. Se realiza una sola gráfica para
todas las condiciones puesto que el potencial gravitacional no cambia, y el potencial de presión solo se encuentra
bajo la condición en la que t = 0.
Figura 2. Variación del potencial gravitacional y de presión (t = 0) a medida que se avanza en profundidad
En las figuras 3 y 4 se presenta la variación de los potenciales mátrico e hidráulico bajo las cuatro condiciones (t = 0,
t = 12 h, t = 48 h y t = 72 h)
Figura 3. Variación del potencial mátrico a medida que se avanza en profundidad para los cuatro instantes de
tiempo analizados
Figura 4. Variación del potencial hidráulico a medida que se avanza en profundidad para los cuatro instantes
de tiempo analizados
CONCLUSIONES
-
-
A medida que transcurre el tiempo, el potencial mátrico aumenta en las primeras capas, pero tiende a volverse
constante en capas inferiores, esto se debe a la influencia de la evaporación y el drenaje, pues mientras el
contenido de humedad en las primeras capas tiende a bajar; en profundidad, el contenido de humedad tiende a
equilibrarse hasta llegar al valor de capacidad de campo en el límite del perfil (60 cm)
El potencial hidráulico, es visiblemente menor en las primeras capas del perfil de suelo, esto es un indicador de la
tendencia de movimiento del agua, pues ésta se mueve de sitios de mayor energía hacia sitios de menor energía,
y, una alta tensión de humedad del suelo, indica un potencial sumamente bajo, con lo cual el agua, en un
momento dado (debido principalmente a la evaporación) se mueve hacia arriba, con lo que el perfil del suelo
empieza a secarse.
-
El potencial mátrico en el primer instante de tiempo analizado (t = 0), no existe en los primeros 25 cm, puesto que
el suelo está saturado, pero de ahí hacia abajo, el suelo se encuentra relativamente seco, y su potencial mátrico
es constante.
-
El potencial gravitacional presenta los mismos valores en cualquiera de los casos, pues éste no depende de
ningún proceso que se lleve a cabo en el perfil sino que depende de la ubicación de la línea de referencia.
-
El potencial de presión, solo existe en el instante en el que t = 0, puesto que es en el único momento en el que el
suelo se encuentra saturado, además solo se presenta en los primeros 25 centímetros, de ahí para abajo, solo se
presenta potencial mátrico.
-
Conocer el comportamiento del suelo cuando se somete a condiciones que se pueden presentar en la realidad, la
precipitación, la evaporación y el drenaje, es importante para empezar a darse una idea de qué sucede en la
práctica en el suelo.
BIBLIOGRAFIA
-
DAS M, Bras. Principles of Geotechnical Engineering. PWS Publishers. 1985. 16 – 23p.
-
GAVANDE, S. A. Física de Suelos. Editorial Lisura-Wiley S. A. y el Centro Regional de Ayuda Técnica, Agencia
para el Desarrollo Internacional. 1972. 33p
-
BERRY, Peter L. REID, David. Mecánica de suelos. Ed. Mc Graw Hill. 1993. 34 – 38p.
INTRODUCCION
La infiltración es la entrada vertical (hacia abajo) del agua en el perfil del suelo. El conocimiento de la infiltración tiene
gran importancia en el diseño y la selección de sistemas de riego, por ejemplo, la longitud del recorrido del agua en
relación con la pendiente y el flujo disponible en un sistema de aplicación por gravedad y la tasa máxima de la
aplicación de agua permisible, sin causar escurrimiento durante un riego por aspersión.
Ahora bien, la tasa de infiltración es una característica del suelo que determina la tasa máxima a la cual
puede penetrar el agua dentro del suelo bajo condiciones especificas, incluyendo la presencia de un
exceso de agua. Las tasas de infiltración tienen aplicación en problemas relacio nados con tasas de
erosión, lixiviación (disolución en agua de una sustancia alcalina) y eficiencias de drenaje, irrigación,
esparcimiento de agua, desagüe, lluvias y evaluación de campos de disposición de posibles tanques
sépticos. Aunque existen varios m étodos para medir infiltración tales como el de la poceta, el del surco
bloqueado, y el de reciclaje en surco, el método de los anillos Infiltrómetros esta muy estandarizado a
nivel mundial, sin embargo su efectividad depende en gran parte del procedimient o y de las herramientas
a utilizar en el, de esta manera, el objetivo de el presente documento a parte de analizar y encontrar un
modelo matemático que represente la tasa de infiltración del suelo, es comparar el método de los anillos
Infiltrómetros cuando se practica utilizando el principio de Mariotte y cuando no.
OBJETIVOS
 Encontrar el modelo matemático que represente la tasa de infiltración del suelo mediante el método de los
anillos Infiltrómetros sin utilizar la botella de Mariotte y utilizándola, siguiendo el modelo de Kostiakov – Lewis.
 Comparar el método de los anillos Infiltrómetros cuando se aplica utilizando la botella de Mariotte y cuando
se aplica sin botella.
 Identificar la importancia que contiene la infiltración para los estudios de los sistemas de riegos y su diseño.
 Encontrar la curva que represente la variación de la velocidad de infiltración respecto al tiempo, ubicando la
velocidad de infiltración básica.
MATERIALES UTILIZADOS
Para el desarrollo de esta práctica se utilizaron dos cilindros de aproximadamente 500 mm (20") de altura y con
diámetros diferentes de aproximadamente 300 y 600 mm (12" y 24") elaborados en lamina de aluminio,
una maceta y un bloque de madera para enterrar los cilindros en el suelo, un cronometro y una botella de
Mariotte para que el suministro de agua sea constante en el anillo interior en la practica en la que se
utiliza.
Para la práctica sin botella de Mariotte se utiliza para la medición un gancho medi dor y una regla con una
escala de 1:100, además una libreta de notas y una pala para recolectar el suelo y encontrar el contenido
de humedad inicial de este.
En la siguiente figura se muestra la instalación esquemática de los anillos Infiltrómetros en el suelo.
METODOLOGIA PARA MEDIR LA INFILTRACION DEL SUELO MEDIANTE LOS ANILLOS INFILTROMETROS
UTILIZANDO LA BOTELLA DE MARIOTTE.
Esta practica se realizo en el lote experimental de la Universidad Nacional de Colombia sede Palmira
para lo cual se procuro ubicar los cilindros en un sitio relativamente alejado de árboles. De esta manera
se colocaron los cilindros abiertos, uno dentro del otro, se hincaron dentro del terreno y se llenaron
parcialmente con agua, el cilindro exterior sirve para evitar el flujo hor izontal y controlar el flujo vertical
del agua y como las mediciones deben arrancar en un tiempo cero, al cilindro del interior se le coloco un
plástico con el fin de quitarlo al tiempo que se acciona el cronometro para medir en intervalos cortos e ir
aumentándolos. El agua del cilindro interior se mantuvo a un nivel constante con la ayuda de una
manguera que lo conecto con una botella de Mariotte, así, las lecturas de lamina infiltrada se tomaron
leyendo una manguera ubicada en la botella y calibrada en m ilímetros, el volumen de agua agregada con
este objeto, constituye la medida del volumen de agua que se infiltra en el suelo, cabe resaltar que lo
ideal de esta practica es que en tiempos muy largos la lamina infiltrada sea la misma ya que de esta
manera podemos tener un valor efectivo de velocidad de infiltración básica, por esta razón los intervalos
de tiempo en los cuales se recogieron los datos al inicio de la practica fueron cortos y fueron aumentando
gradualmente hasta llegar a intervalos de hasta 30 minutos.
Dentro del proceso de evaluación de infiltración del suelo se debe tener en cuenta también las distintas
propiedades físicas que este contiene, tales como el contenido de humedad inicial y la textura de los
horizontes que lo componen, pues entre mas se encuentre seco el suelo mayor será la infiltración, por
esta razón también se realizaron estas pruebas dentro del proceso metodológico y se presentan en los
cálculos de cada una de las practicas. La prueba de contenido de humedad se realizo mediante el método
de la estufa y la de textura mediante el método de los bouyucos.
El volumen infiltrado durante intervalos cronometrados se convierte entonces a una velocidad de
infiltración en (cm/hora) y la velocidad máxima de infiltración es equivalente a la tasa de infiltración.
Ahora bien, dado que el modelo de infiltración a utilizar es el modelo de Kostiakov -Lewis:
lami  Kt a  vib
En donde las constantes K y a se pueden determinar usando la forma logarítmica de la ecuación, por lo
que se requiere encontrar los correspondientes logaritmos de la lamina acumulada y del tiempo
acumulado en campo. Para una mayor facilidad se llamara X al logaritmo del tiempo, y Y al logaritmo de
la lamina. De esta manera, como la relación entre los logaritmos es de car ácter lineal se puede plantar la
siguiente relación.
loglam  log K  a logt
Y
= b
+ aX
Y las constantes se hallan mediante las siguientes expresiones:
a
 XY  N X Y
X NX
2
2
b  Y  aX
Por lo tanto:
K= antilog b
Ahora;
Como debemos tener e cuenta la relación de áreas entre la botella de Mariotte y
debemos aplicar la corrección:
el cilindro interior
πr 2 Lam i = πR 2 ΔLam
Despejando Lam i:
R 2 Lam
Lam i 
r2
Donde:
R = radio de la botella de Mariotte
r = radio del cilindro interior
Δlam = lamina suministrada por la botella
CALCULOS Y RESULTADOS DE LA MEDICION DE LA INFILTRACION UTILIZANDO LA BOTELLA DE
MARIOTTE.
En la tabla 1 se presentan los datos recogidos en campo de tiempo y Δlam infiltrada.
tiempo (min)
0
0,5
0,5
0,5
0,5
0,5
1
1
1
1
3
3
3
3
5
Lam (mm)
0
5
2
1
1,5
0,5
1
1
1
2
3
2
2
3
3
5
5
5
10
10
10
10
15
15
30
4
5
4
6
7
4
2
1
0,5
1
Tabla 1. Datos de tiempo y Lam recogidos en campo.
Para el suelo en el cual se instalaron los anillos junto con la botella se calculo el contenido de humedad
inicial, el cual fue de 28,75% y se hicieron los respectivos análisis texturales los cuales arrojaron como resultado
los siguientes porcentajes de elementos:
%A
32,76
48,76
30,4
74,4
%Ar
30,32
14,32
6,32
4,32
%L
36,92
36,92
63,28
21,28
En donde:
%A= porcentaje de arenas
%Ar= porcentaje de arcillas
%L = porcentaje de limos
Nota: Los cuatro valores presentados en la tabla corresponden a los cuatro horizontes encontrados en el
perfil del suelo.
Siguiendo el procedimiento mencionado anteriormente, para hallar la ecuación de lamina y teniendo en
cuenta que se debe hacer una corrección de unidades respecto a la diferencia de áreas entre el cilindro
interior y la botella de Mariotte en la tabla 2 se muestran los valores correspondientes a Lam acumulada,
tiempo acumulado, Log de estos y demás valores necesarios para hallar los coeficientes del modelo que
muestra la lamina de infiltración en función del tiempo.
Lam
(mm)
0
11,40
4,56
2,28
3,42
1,14
2,28
2,28
2,28
4,56
6,84
4,56
4,56
corre
t
acum.
(min)
0
0,5
1
1,5
2
2,5
3,5
4,5
5,5
6,5
9,5
12,5
15,5
Lam
(mm)
0
15,97
20,53
22,81
26,23
27,37
29,65
31,94
34,22
38,78
45,62
50,18
54,74
acum.
X
Log t
-0,30
0,00
0,18
0,30
0,40
0,54
0,65
0,74
0,81
0,98
1,10
1,19
Y
Log
lam
1,20
1,31
1,36
1,42
1,44
1,47
1,50
1,53
1,59
1,66
1,70
1,74
XY
X2
-0,36
0,00
0,24
0,43
0,57
0,80
0,98
1,14
1,29
1,62
1,87
2,07
0,09
0,00
0,03
0,09
0,16
0,30
0,43
0,55
0,66
0,96
1,20
1,42
6,84
6,84
9,12
11,40
9,12
13,68
15,97
9,12
4,56
2,28
1,14
2,28
18,5
23,5
28,5
33,5
38,5
48,5
58,5
68,5
78,5
93,5
108,5
138,5
61,58
1,27
1,79
68,43
1,37
1,84
77,55
1,45
1,89
88,95
1,53
1,95
98,08
1,59
1,99
111,76
1,69
2,05
127,73
1,77
2,11
136,85
1,84
2,14
141,41
1,89
2,15
143,69
1,97
2,16
144,83
2,04
2,16
147,11
2,14
2,17
Σ
27,12 42,31
Valores necesarios para hallar el modelo de lámina infiltrada.
2,27
2,52
2,75
2,97
3,16
3,45
3,72
3,92
4,07
4,25
4,40
4,64
52,77
1,61
1,88
2,12
2,33
2,51
2,84
3,12
3,37
3,59
3,88
4,14
4,59
41,86
De esta manera la ecuación de lámina infiltrada que se obtuvo en la práctica fue:
 Lam i = 18,3330743t0,44210546 + 0,07602388t
En la grafica 1 se presenta la variación de la lamina respecto al tiempo.
Ahora bien, al derivar la ecuación de la lámina infiltrada acumulada podemos encontrar el modelo que representa la
velocidad de infiltración en el suelo, de esta manera la ecuación de velocidad es:
 Vi = 8,10515233t-0,55789454 + 0,07602388
En la grafica 2 se presenta la variación de la velocidad de infiltración respecto al tiempo utilizando los datos de la
tabla 3.
T (min)
0,5
1
3
5
10
15
20
30
60
vi
(cm/hora)
0,0200
0,0136
0,0074
0,0056
0,0039
0,0031
0,0027
0,0022
0,0015
Valores de velocidad de infiltración para tiempos determinados
La velocidad de infiltración básica encontrada por diferencia de tiempos y lámina infiltrada fue de 0,00012671
(cm/hora) el cual representa el mínimo valor de infiltración que puede tener el suelo.
METODOLOGIA PARA MEDIR LA INFILTRACION DEL SUELO MEDIANTE LOS ANILLOS INFILTROMETROS
La practica sin botella de Mariotte se realizo en el mismo lote experimental, y la metodología para instalar los anillos
es la misma que el anterior procedimiento, sin embargo la diferencia radica en la metodología a la hora de tomar las
mediciones, pues en la practica con botella de Mariotte, los datos de lamina infiltrada se recogieron directamente de
esta pues la misma proporcionaba el nivel constante del agua para el anillo inferior y en esta la cabeza constante de
agua se tiene que proporcionar manualmente y la recolección de los datos se hace con una regla en el borde del
cilindro inferior y con un gancho medidor que se desliza a través de esta rompe y rompe el espejo de agua de tal
manera que se pueda reconocer la lamina infiltrada en la escala de regla. Lo cual a diferencia del procedimiento de la
botella de Mariotte es un proceso que arroja datos de poca confiabilidad pues no se puede garantizar un aporte
constante de agua de forma manual y una medición correcta y homogénea en los tiempos cronometrados.
CALCULOS Y RESULTADOS
Para el suelo en el cual se instalaron los anillos se calculo el contenido de humedad inicial, el cual fue de
27,98%
Nota: Los resultados texturales encontrados para el primer procedimiento también corresponden a este.
En la tabla 4 se presentan los valores necesarios para determinar el modelo matemático de la tasa de infiltración
t
acum.
(min)
1
Lam acum. (mm)
X
Log t
Y
Log lam
XY
X2
10,00
0
1,000
0
0
1,5
12,00
0,18
1,079
0,190
0,031
2
11,80
0,30
1,072
0,323
0,091
3
15,00
0,48
1,176
0,561
0,228
4
16,60
0,60
1,220
0,735
0,362
5
18,00
0,70
1,255
0,877
0,489
7
19,40
0,85
1,288
1,088
0,714
9
21,00
0,95
1,322
1,262
0,911
10
24,00
1,00
1,380
1,380
1
15
24,50
1,18
1,389
1,634
1,383
20
30,00
1,30
1,477
1,922
1,693
40
33,50
1,60
1,525
2,443
2,567
60
36,20
1,78
1,559
2,772
3,162
120
43,50
2,08
1,638
3,407
4,323
150
44,00
2,18
1,643
3,576
4,735
180
48,50
2,26
1,686
3,802
5,086
210
51,50
2,32
1,712
3,975
5,393
240
54,20
2,38
1,734
4,127
5,665
270
62,40
2,43
1,795
4,365
5,912
300
66,00
2,48
1,820
4,507
6,136
Σ
27,033
28,771
42,946
49,880
Valores necesarios para hallar el modelo de lámina infiltrada
De esta manera la ecuación de lámina infiltrada que se obtuvo en la práctica fue:

Lam i = 11,2288996t0,30411936+0,12t
En la grafica se presenta la variación de la lámina respecto al tiempo.
Ahora bien, al derivar la ecuación de la lámina infiltrada acumulada podemos encontrar el modelo que representa la
velocidad de infiltración en el suelo, de esta manera la ecuación de velocidad es:
 Vi = 3,41492581t-0,69588064+0,12
variación de la velocidad de infiltración respecto al tiempo
t(min)
0,5
Vi(cm/hora)
0,03088114
1
0,01897594
3
0,00883721
5
0,00622751
10
0,00390775
15
0,00299522
20
0,00248992
30
0,00193219
60
0,00128247
Valores de velocidad de infiltración para tiempos determinados
La velocidad de infiltración básica encontrada por diferencia de tiempos y lamina infiltrada fue de 0.0002 (cm/hora)
el cual representa el mínimo valor de infiltración que puede tener el suelo.
ANALISIS DE RESULTADOS
Como se puede observar en los resultados obtenidos la velocidad de infiltración básica del método de los anillos
Infiltrómetros usando la botella de Mariotte fue de 0,00012671 (cm/hora) y la de la practica sin la botella fue de
0.0002 (cm/hora) lo que permite ver que el primer procedimiento es mas confiable y mas exacto, pues aunque en
esta practica no se tuvo mayor problema y mayor distorsión de los datos usando la segunda metodología, esta es
muy tendenciosa a los errores y si no se tiene un muy buen cuidado del procedimiento a seguir puede resultar
desastroso el calculo de la tasa de la infiltración no usando la botella de Mariotte, pues como ya se menciono
anteriormente es muy improbable que se pueda mantener el nivel constante del agua de forma manual y muy
improbable también el no incurrir en errores de medición con el gancho y la regla. Además si analizamos las graficas
1 y 3 de lámina acumulada de ambos procedimientos, se puede ver claramente una mejor distribución de los datos
en la grafica 3 que en la 4 lo que indica la efectividad que puede llegar atener un método sobre otro.
Ahora bien, aunque los intervalos en los que se logro llegar en la práctica no fueron muy largos, pues el máximo fue
de 30 minutos, se puede apreciar en la grafica 2 de velocidad de infiltración una buena tendencia del agua a alcanzar
una velocidad de infiltración básica, pues el agua va perdiendo velocidad a medida en que se va infiltrando en el
suelo.
CONCLUSIONES



Aunque el método de los anillos Infiltrómetros para medir tasa de infiltración esta estandarizado y es muy
reconocido, si no se realiza bajo unos parámetros de cuidado como asegurar el aporte constante del agua al
cilindro interior por medio de una botella de Mariotte este pierde efectividad y por lo tanto confiabilidad, con lo
cual se debe tener mucho cuidado en estudios de suelos, pues del carácter de la infiltración depende el buen
diseño y la buena implementación de sistemas de riego.
Se verifico que el cálculo del valor de la velocidad de infiltración básica juega un papel importante en la
determinación de tasas de infiltración, pues se trata del valor mínimo de infiltración que puede tener un suelo.
El movimiento del agua en el suelo es muy lento y aunque se traten de generar las condiciones para
apresurarlo, como controlar el movimiento vertical de esta, se tardarían días y hasta semanas en esperar que
la infiltración alcance valores constantes en intervalos largos, y aquí podemos encontrar una deficiencia en la
botella de Mariotte utilizada para esta practica, pues a manera de recomendación se aconseja calibrar la
botella con una escala mas pequeña para que esta entregue un valor mucho mas exacto de la lamina que
esta siendo infiltrada en el suelo.
BIBLIOGRAFIA


Warren Forsythe. Física de Suelos. manual de laboratorio, Instituto interamericano de ciencias agrícolas, San
Jose, Costa rica 1975.
Wiley John & Sons, Soils Physics Third Edition, CHAPMAN & HALL, London 1956
CONDUCTIVIDAD HIDRAULICA
Radio de Saturación:
METODOLOGIA
1. Se utiliza un modelo que es
2.
3.
4.
5.
6.
7.
8.
9.
K (h)  K s * e a*h donde Ks y a son constantes que se encuentran por el ajuste
de los datos al modelo.
Se coloca en el terreno una botella de Mariotte a funcionar hasta que el radio de saturación se estabilice.
se mide el perímetro del área saturada.
se halla el radio de saturación por la formula P=2 x π x Rs
Se halla el área saturada como A= π x r2.
Se halla q como q=Q/A
se realiza la grafica de q vs. 1/Rs
Se linealaza y se le halla la ecuación.
Se obtiene el valor de Ks y a
CALCULOS Y RESULTADOS

Punto 1
Perímetro
(cm.)
301,4
Radio
(cm.)
47,969
Área(cm2)
q (cm. /hr.)
1/Rs
1
Caudal
(cm3/hr.)
6853,487663
7228,9735
0,9481
0,0208
2
13658,43787
402,4
64,044
12885,6426
1,0600
0,0156
3
26986,50675
522,6
83,174
21733,4637
1,2417
0,0120
Caudal
Ks (cm. /hr.)
1,6071
a
-0,049599401
Donde Ks = m = 1.6071 cm. /hr.
a
4 * Ks
 *m
a
4 * 1.6071
 0.049599401
 * 32.415
K (h)  1.6071e0.049599401*h

Punto 2
Perímetro
(cm.)
310,7
Radio
(cm.)
49,449
Área(cm2)
q (cm. /hr.)
1/Rs
1
Caudal
(cm3/hr.)
6853,487663
7681,9706
0,8922
0,0202
2
13658,43787
410,4
65,317
13403,0871
1,0191
0,0153
3
26986,50675
528,6
84,129
22235,3748
1,2137
0,0119
Caudal
Ks (cm. /hr.)
1,6373
a
-0,048411015
Donde Ks = m = 1.6373 cm. /hr.
a
4 * Ks
 *m
a
4 * 1.6373
 0.048411015
 * 37.685
K (h)  1.6373e0.048411015*h

Punto 3
Perímetro
(cm.)
303,6
Radio
(cm.)
48,319
Área(cm2)
q (cm. /hr.)
1/Rs
1
Caudal
(cm3/hr.)
6853,487663
7334,8911
0,9344
0,0207
2
13658,43787
405,6
64,553
13091,3981
1,0433
0,0155
3
26986,50675
522,8
83,206
21750,1018
1,2408
0,0120
Caudal
Ks (cm. /hr.)
1,6220
a
-0,043621962
Donde Ks = m = 1.622 cm. /hr.
a
4 * Ks
 *m
a
4 *1.622
 0.043621962
 * 3.177
K (h)  1.622e0.043621962 *h

Punto 4
Perímetro
(cm.)
315,4
Radio
(cm.)
50,197
Área(cm2)
q (cm. /hr.)
1/Rs
1
Caudal
(cm3/hr.)
6853,487663
7916,1409
0,8658
0,0199
2
13658,43787
416,4
66,272
13797,8550
0,9899
0,0151
3
26986,50675
533,4
84,893
22641,0289
1,1919
0,0118
Caudal
Ks (cm. /hr.)
1,6243
a
-0,053015201
Donde Ks = m = 1.6243 cm. /hr.
a
4 * Ks
 *m
a
4 * 1.6243
 0.053015201
 * 39.01
K (h)  1.6243e0.053015201*h

Punto 5
Perímetro
(cm.)
304,6
Radio
(cm.)
48,479
Área(cm2)
q (cm. /hr.)
1/Rs
1
Caudal
(cm3/hr.)
6853,487663
7383,2901
0,9282
0,0206
2
13658,43787
410,4
65,317
13403,0871
1,0191
0,0153
3
26986,50675
520,6
82,856
21567,4333
1,2513
0,0121
Caudal
Ks (cm. /hr.)
1,6375
a
-0,050537626
Donde Ks = m = 1.6375 cm. /hr.
a
4 * Ks
 *m
a
4 * 1.6375
 0.050537626
 * 35.705
K (h)  1.6375e0.050537626 *h

Punto 6
Perímetro
(cm.)
315,4
Radio
(cm.)
50,197
Área(cm2)
q (cm. /hr.)
1/Rs
1
Caudal
(cm3/hr.)
6853,487663
7916,1409
0,8658
0,0199
2
13658,43787
412,4
65,635
13534,0398
1,0092
0,0152
3
26986,50675
533,2
84,861
22624,0534
1,1928
0,0118
Caudal
Ks (cm. /hr.)
1,6428
a
-0,062550177
Donde Ks = m = 1.6428 cm. /hr.
a
4 * Ks
 *m
a
4 * 1.6428
 0.062550177
 * 39.639
K (h)  1.6428e0.062550177 *h

Punto 7
Perímetro
(cm.)
317,2
Radio
(cm.)
50,484
Área(cm2)
q (cm./hr.)
1/Rs
1
Caudal
(cm3/hr.)
6853,487663
8006,7541
0,8560
0,0198
2
13658,43787
420,4
66,909
14064,2167
0,9711
0,0149
3
26986,50675
535,6
85,243
22828,1792
1,1822
0,0117
Caudal
Ks (cm. /hr.)
1,6080
a
-0,052448232
Donde Ks = m = 1.608 cm. /hr.
a
4 * Ks
 *m
a
4 * 1.608
 0.052448232
 * 39.036
K (h)  1.608e0.052448232 *h

Punto 8
Perímetro
(cm.)
319,2
Radio
(cm.)
50,802
Área(cm2)
q (cm. /hr.)
1/Rs
1
Caudal
(cm3/hr.)
6853,487663
8108,0404
0,8453
0,0197
2
13658,43787
420,2
66,877
14050,8382
0,9721
0,0150
3
26986,50675
536,6
85,403
22913,5021
1,1778
0,0117
Caudal
Ks (cm. /hr.)
a
1,6257
-0,050976617
Donde Ks = m = 1.6257 cm. /hr.
a
4 * Ks
 *m
a
4 * 1.6257
 0.050976617
 * 40.605
K (h)  1.6257e0.050976617 *h
CONFECCION DE MAPAS FREATICOS Y DE CONDUCTIVIDAD HIDRAULICA Y ANALISIS
DRENAJE AGRICOLA
Análisis de la información.
Con la información suministrada en el cuadro del comportamiento del nivel freático para tres fechas de lecturas (Abril,
Mayo Jun.) se elaboraron los diferentes planos freáticos en el sitio de estudio.
1. Isobatas:
Son las líneas de igual profundidad del nivel freático que permite definir zonas con diferente grado de afectación por
las aguas freáticas.
Cada plano de isóbatas se elaboró colocando sobre el plano del área de estudio que contiene la localización de los
freatímetros, las profundidades del nivel freático en cada freatímetro correspondiente a la fecha considerada. Uniendo
todos y cada uno de los freatímetros e interpolando linealmente se determinaron puntos de profundidades redondas:
0.5, 1.0, 1.5, 2.0 y mayores de 2.0 m. Los grados de afectación solo se discriminaron hasta 2.0 m porque, estas se
consideran secas en los periodos de estudio. Además, en muchos cultivos no afectan marcadamente los niveles
freáticos por debajo de 2.0 m, por que los sistemas radiculares cuando más llega hasta 1.5 m de profundidad.
Las líneas equipotenciales se trazaron con un metro de diferencia de nivel.
Los datos de los pozos de observación No. 1, 2, 3, 11, 34, 35 expresan un nivel freático seco promedio para las tres
fechas de lectura (> 2.0 m); sin embargo fueron empleados para elaborar los planos de isóbatas e isohipsas.
Se elaboró un plano de isóbatas para cada fecha de lectura y se colorearon de acuerdo a la siguiente convención:
PROFUNDIDAD (m)
0.0-0.5
0.5-1.0
1.0-1.5
1.5-2.0
2.0-2.5
COLOR
Rojo
Anaranjado
Amarillo
Verde
Azul
Se elaboró además, un plano con las mínimas profundidades de los niveles freáticos durante los periodos de estudio.
2. Isohypsas:
Para conocer el sentido en que fluyen las corrientes subterráneas, se elaboraron los planos de isohipsas (Curvas de
igual elevación del nivel freático con respecto al nivel del mar) para las tres fechas de lectura. Cada plano se elaboró
de forma semejante a los planos de isóbatas pero empleando las alturas de los niveles freáticos.
En estos planos se indica la dirección del flujo subterráneo con flechas gruesas.
2.1 Calculo del Gradiente Hidráulico:
𝑖 = ∆ℎ⁄𝐿
∆ℎ = 𝐶𝑜𝑡𝑎 𝑛𝑖𝑣𝑒𝑙 𝑑𝑒 𝑚𝑎𝑦𝑜𝑟 𝑒𝑙𝑒𝑣𝑎𝑐𝑖ó𝑛 − 𝐶𝑜𝑡𝑎 𝑛𝑖𝑣𝑒𝑙 𝑑𝑒 𝑚𝑒𝑛𝑜𝑟 𝑒𝑙𝑒𝑣𝑎𝑐𝑖ó𝑛
𝐿 = 𝐿𝑜𝑛𝑔𝑖𝑡𝑢𝑑 𝑒𝑛𝑡𝑟𝑒 𝑙𝑎𝑠 𝑐𝑜𝑡𝑎𝑠 𝑟𝑒𝑠𝑝𝑒𝑐𝑡𝑖𝑣𝑎𝑠

Primera fecha, (Abril 25/08):
𝑖 = 951.50 − 944.50⁄60000 = 0.000116

Segunda fecha, (Mayo 6/08):
𝑖 = 950.50 − 944.50⁄75000 = 0.00008

Tercera fecha, (Mayo 16/08):
𝑖 = 951.50 − 944.50⁄59500 = 0.000118
3. Conductividad hidráulica (m/día):
Las pruebas de conductividad hidráulica (K) se realizaron en nueve sitios diferentes (4, 13, 15, 18, 20, 21, 26, 29 y
33) para cuantificar la facilidad o dificultad del movimiento del agua en el suelo y separarlo en zonas por colores de
acuerdo a sus rangos por la siguiente convención.
COLOR
RANGO DE K (m/día)
Café
0.50-1.50
SITIO
4
13
15
18
RANGO DE K (m/día)
3.60
1.60
1.68
1.35
CLASIFICACION
Rápida
Moderadamente rápida
Moderadamente rápida
Moderada
Amarillo
1.50-3.00
Verde-claro
3.00-4.50
20
21
26
29
33
1.30
1.37
1.55
1.50
3.25
Moderada
Moderada
Moderadamente rápida
Moderada
Rápida
4. Análisis de la zona de recarga y descarga:
La zona de recarga o de alta energía está en los lotes 1, 4, 5, 6, 11 cerca al embalse y la zona de descarga o de baja
energía está en los lotes 2, 3 y 7, 8, 9, 10 es decir, el escurrimiento o dirección del flujo de agua es de este a oeste.
5. Análisis de la conductividad hidráulica:
La conductividad hidráulica en la zona de estudio presenta una gran extensión en el sector sur con una calificación
moderadamente rápida; otro sector norte y sur con una calificación rápida y el sector central donde la calificación es
moderada se debe mejorar teniendo en cuenta que es la zona de descarga.
BIBLIOGRAFIA:
J. Jaramillo. Curso: DRENAJE AGRICOLA NOTAS DE CLASE. Universidad Nacional Sede Palmira 2007.