Conductividad hidráulica , simbólicamente representada como, es una propiedad de las plantas vasculares , suelos y rocas, que describe la facilidad con la que un fluido (generalmente agua) puede moverse a través de espacios porosos o fracturas. Depende de la permeabilidad intrínseca del material, el grado de saturación y de la densidad y viscosidad del fluido. La conductividad hidráulica saturada, K sat , describe el movimiento del agua a través de medios saturados. Por definición, la conductividad hidráulica es la relación entre la velocidad y el gradiente hidráulico que indica la permeabilidad de los medios porosos.
Métodos de determinación
Hay dos categorías amplias para determinar la conductividad hidráulica:
- Enfoque empírico mediante el cual la conductividad hidráulica se correlaciona con las propiedades del suelo como el tamaño de los poros y la distribución del tamaño de las partículas (tamaño del grano) y la textura del suelo.
- Enfoque experimental mediante el cual se determina la conductividad hidráulica a partir de experimentos hidráulicos utilizando la ley de Darcy
El enfoque experimental se clasifica ampliamente en:
- Ensayos de laboratorio con muestras de suelo sometidas a experimentos hidráulicos.
- Ensayos de campo (in situ, in situ) que se diferencian en:
- Pruebas de campo a pequeña escala, utilizando observaciones del nivel del agua en cavidades en el suelo.
- Pruebas de campo a gran escala, como pruebas de bombas en pozos o mediante la observación del funcionamiento de los sistemas de drenaje horizontal existentes .
Las pruebas de campo a pequeña escala se subdividen en:
- Ensayos de infiltración en cavidades por encima del nivel freático.
- pruebas de babosas en cavidades debajo del nivel freático
Varios investigadores investigan los métodos de determinación de la conductividad hidráulica y otras cuestiones relacionadas. [ cita requerida ]
Estimación por enfoque empírico
Estimación a partir del tamaño de grano
Allen Hazen derivó una fórmula empírica para aproximar la conductividad hidráulica a partir de análisis de tamaño de grano:
dónde
- Coeficiente empírico de Hazen, que toma un valor entre 0,0 y 1,5 (según la literatura), con un valor medio de 1,0. AF Salarashayeri y M. Siosemarde dan C como se toma habitualmente entre 1,0 y 1,5, con D en mm y K en cm / s.
- es el diámetro del tamaño de grano del percentil 10 del material
Función de pedotransferencia
Una función de pedotransferencia (PTF) es un método de estimación empírico especializado, utilizado principalmente en las ciencias del suelo , sin embargo, tiene un uso cada vez mayor en hidrogeología. [1] Hay muchos métodos diferentes de PTF, sin embargo, todos intentan determinar las propiedades del suelo, como la conductividad hidráulica, dadas varias propiedades del suelo medidas, como el tamaño de las partículas del suelo y la densidad aparente .
Determinación por enfoque experimental
Existen pruebas de laboratorio relativamente simples y económicas que pueden realizarse para determinar la conductividad hidráulica de un suelo: método de carga constante y método de caída de carga.
Métodos de laboratorio
Método de carga constante
El método de carga constante se usa típicamente en suelo granular. Este procedimiento permite que el agua se mueva a través del suelo en una condición de cabeza en estado estable mientras se mide el volumen de agua que fluye a través de la muestra de suelo durante un período de tiempo. Sabiendo el volumen de agua medida en un tiempo , sobre un espécimen de longitud y área de sección transversal , así como la cabeza , la conductividad hidráulica, , se puede derivar simplemente reorganizando la ley de Darcy :
Prueba: la ley de Darcy establece que el flujo volumétrico depende del diferencial de presión,, entre los dos lados de la muestra, la permeabilidad ,, y la viscosidad ,, como: [2]
En un experimento de altura constante, la altura (diferencia entre dos alturas) define un exceso de masa de agua, , dónde es la densidad del agua. Esta masa pesa sobre el lado en el que se encuentra, creando una diferencia de presión de, dónde es la aceleración gravitacional. Conectando esto directamente a lo anterior da
Si la conductividad hidráulica se define como relacionada con la permeabilidad hidráulica como
- ,
esto da el resultado. '
Método de caída de la cabeza
En el método de caída de la cabeza, la muestra de suelo se satura primero bajo una condición específica de la cabeza. Luego se permite que el agua fluya a través del suelo sin agregar agua, por lo que la altura de presión disminuye a medida que el agua pasa a través de la muestra. La ventaja del método de caída de cabeza es que se puede utilizar tanto para suelos de grano fino como de grano grueso. . [3] Si la cabeza cae de a en un tiempo , entonces la conductividad hidráulica es igual a
Prueba: como arriba, la ley de Darcy dice
La disminución de volumen está relacionada con la caída de la cabeza por . Conectando esta relación a lo anterior y tomando el límite como, la ecuación diferencial
tiene la solucion
- .
Conectando y reorganizar da el resultado.
Métodos in situ (de campo)
En comparación con el método de laboratorio, los métodos de campo brindan la información más confiable sobre la permeabilidad del suelo con perturbaciones mínimas. En los métodos de laboratorio, el grado de alteraciones afecta la confiabilidad del valor de la permeabilidad del suelo.
Prueba de bombeo
La prueba de bombeo es el método más confiable para calcular el coeficiente de permeabilidad de un suelo. Esta prueba se clasifica además en Bombeo en prueba y Bombeo en prueba.
Método de perforación
También existen métodos in situ para medir la conductividad hidráulica en el campo.
Cuando el nivel freático es poco profundo, se puede utilizar el método de barrena, una prueba de tacos, para determinar la conductividad hidráulica por debajo del nivel freático.
El método fue desarrollado por Hooghoudt (1934) [4] en los Países Bajos e introducido en los Estados Unidos por Van Bavel en Kirkham (1948). [5]
El método utiliza los siguientes pasos:
- Se perfora un orificio de perforación en el suelo hasta debajo del nivel freático.
- el agua se saca de la barrena
- se registra la tasa de aumento del nivel del agua en el pozo
- la -el valor se calcula a partir de los datos como: [6]
dónde: conductividad hidráulica saturada horizontal (m / día), profundidad del nivel del agua en el agujero en relación con el nivel freático en el suelo (cm), en el momento , en el momento , tiempo (en segundos) desde la primera medición de como , y es un factor que depende de la geometría del agujero:
dónde: radio del agujero cilíndrico (cm), es la profundidad promedio del nivel del agua en el hoyo en relación con el nivel freático en el suelo (cm), que se encuentra como , y es la profundidad del fondo del agujero en relación con el nivel freático en el suelo (cm).
La imagen muestra una gran variación de -valores medidos con el método de barreno en un área de 100 ha. [7] La relación entre los valores más altos y más bajos es de 25. La distribución de frecuencia acumulativa es lognormal y se hizo con el CumFreq programa.
Magnitudes relacionadas
Transmisividad
La transmisividad es una medida de la cantidad de agua que se puede transmitir horizontalmente, como a un pozo de bombeo.
- La transmisividad no debe confundirse con la palabra similar transmitancia utilizada en óptica , es decir, la fracción de luz incidente que atraviesa una muestra.
Un acuífero puede consistir encapas de suelo. La transmisividad para flujo horizontal de El capa de suelo con un espesor saturado y conductividad hidráulica horizontal es:
La transmisividad es directamente proporcional a la conductividad hidráulica horizontal y espesor . Expresando en m / día y en m, la transmisividad se encuentra en unidades m 2 / día.
La transmisividad totaldel acuífero es: [6]
- dónde significa la suma de todas las capas .
La conductividad hidráulica horizontal aparente del acuífero es:
dónde , el espesor total del acuífero, es , con .
La transmisividad de un acuífero se puede determinar a partir de pruebas de bombeo . [8]
Influencia del nivel freático
Cuando una capa de suelo está por encima del nivel freático , no está saturada y no contribuye a la transmisividad. Cuando la capa de suelo está completamente por debajo del nivel freático, su espesor saturado corresponde al espesor de la capa de suelo en sí. Cuando el nivel freático está dentro de una capa de suelo, el espesor saturado corresponde a la distancia del nivel freático al fondo de la capa. Dado que el nivel freático puede comportarse de forma dinámica, este grosor puede cambiar de un lugar a otro o de vez en cuando, por lo que la transmisividad puede variar en consecuencia.
En un acuífero semi-confinado, el nivel freático se encuentra dentro de una capa de suelo con una transmisividad insignificantemente pequeña, de modo que los cambios de la transmisividad total () resultantes de cambios en el nivel del nivel freático son insignificantes.
Cuando se bombea agua de un acuífero no confinado, donde el nivel freático está dentro de una capa de suelo con una transmisividad significativa, el nivel freático puede reducirse, por lo que la transmisividad se reduce y el flujo de agua al pozo disminuye.
Resistencia
La resistencia al flujo vertical () de El capa de suelo con un espesor saturado y conductividad hidráulica vertical es:
Expresando en m / día y en m, la resistencia () se expresa en días.
La resistencia total () del acuífero es: [6]
dónde significa la suma de todas las capas:
La conductividad hidráulica vertical aparente () del acuífero es:
dónde es el espesor total del acuífero: , con
La resistencia juega un papel en los acuíferos donde se produce una secuencia de capas con permeabilidad horizontal variable de modo que el flujo horizontal se encuentra principalmente en las capas con alta permeabilidad horizontal mientras que las capas con baja permeabilidad horizontal transmiten el agua principalmente en sentido vertical.
Anisotropía
Cuando la conductividad hidráulica horizontal y vertical ( y ) de El La capa del suelo difiere considerablemente, se dice que la capa es anisotrópica con respecto a la conductividad hidráulica.
Cuando la conductividad hidráulica horizontal y vertical aparente ( y ) difieren considerablemente, se dice que el acuífero es anisotrópico con respecto a la conductividad hidráulica.
Un acuífero se denomina semi-confinado cuando una capa saturada con una conductividad hidráulica horizontal relativamente pequeña (la capa semi-confinante o acuitardo ) se superpone a una capa con una conductividad hidráulica horizontal relativamente alta, de modo que el flujo de agua subterránea en la primera capa es principalmente vertical. y en la segunda capa principalmente horizontal.
La resistencia de una capa superior semi-confinada de un acuífero se puede determinar a partir de pruebas de bombeo . [8]
Al calcular el caudal a los desagües [9] oa un campo de pozos [10] en un acuífero con el objetivo de controlar el nivel freático , se debe tener en cuenta la anisotropía, de lo contrario el resultado puede ser erróneo.
Propiedades relativas
Debido a su alta porosidad y permeabilidad, los acuíferos de arena y grava tienen una conductividad hidráulica más alta que los acuíferos de arcilla o granito no fracturado . Por lo tanto, sería más fácil extraer agua de los acuíferos de arena o grava (por ejemplo, utilizando un pozo de bombeo ) debido a su alta transmisividad, en comparación con los acuíferos de lecho rocoso de arcilla o no fracturados.
La conductividad hidráulica tiene unidades con dimensiones de longitud por tiempo (p. Ej., M / s, ft / día y ( gal / día) / ft²); La transmisividad tiene entonces unidades con dimensiones de longitud al cuadrado por tiempo. La siguiente tabla da algunos rangos típicos (que ilustran los muchos órdenes de magnitud que son probables) para los valores K.
La conductividad hidráulica ( K ) es una de las propiedades más complejas e importantes de los acuíferos en hidrogeología ya que los valores que se encuentran en la naturaleza:
- rango en muchos órdenes de magnitud (la distribución a menudo se considera logarítmica normal ),
- varían una gran cantidad a través del espacio (a veces se considera que está distribuido espacialmente al azar , o de naturaleza estocástica ),
- son direccionales (en general, K es un tensor simétrico de segundo rango ; por ejemplo, los valores de K verticales pueden ser varios órdenes de magnitud más pequeños que los valores de K horizontales ),
- dependen de la escala (la prueba de un m³ de acuífero generalmente producirá resultados diferentes que una prueba similar en solo una muestra de cm³ del mismo acuífero),
- debe determinarse indirectamente a través de pruebas de bombeo de campo , pruebas de flujo de columna de laboratorio o simulación inversa por computadora (a veces también a partir de análisis de tamaño de grano ), y
- son muy dependientes (de forma no lineal ) del contenido de agua, lo que dificulta la resolución de la ecuación de flujo insaturado . De hecho, el K saturado de forma variable para un solo material varía en un rango más amplio que los valores de K saturado para todos los tipos de materiales (consulte la tabla a continuación para ver un rango ilustrativo de este último).
Rangos de valores para materiales naturales
Tabla de valores de conductividad hidráulica saturada ( K ) encontrados en la naturaleza
Los valores son para las condiciones típicas del agua subterránea dulce , utilizando valores estándar de viscosidad y gravedad específica para agua a 20 ° C y 1 atm. Consulte la tabla similar derivada de la misma fuente para conocer los valores de permeabilidad intrínseca . [11]
K (cm / s ) | 10² | 10 1 | 10 0 = 1 | 10 −1 | 10 -2 | 10 −3 | 10 −4 | 10 −5 | 10 −6 | 10 −7 | 10 −8 | 10 −9 | 10 −10 |
K (pies / día ) | 10 5 | 10,000 | 1.000 | 100 | 10 | 1 | 0,1 | 0,01 | 0,001 | 0,0001 | 10 −5 | 10 −6 | 10 −7 |
Permeabilidad relativa | Permeable | Semipermeable | Impermeable | ||||||||||
Acuífero | Bien | Pobre | Ninguno | ||||||||||
Arena y grava no consolidadas | Grava bien clasificada | Arena bien clasificada o arena y grava | Arena muy fina, limo, loess , marga | ||||||||||
Arcilla no consolidada y orgánica | Turba | Arcilla en capas | Arcilla grasa / sin meteorizar | ||||||||||
Rocas consolidadas | Rocas muy fracturadas | Rocas del yacimiento de petróleo | Piedra arenisca fresca | Caliza fresca , Dolomita | Granito fresco |
Fuente: modificado de Bear, 1972
Ver también
- Prueba de acuíferos
- Analogía hidráulica
- Función de pedotransferencia : para estimar las conductividades hidráulicas dadas las propiedades del suelo.
Referencias
- ^ Wösten, JHM, Pachepsky, YA y Rawls, WJ (2001). "Funciones de pedotransferencia: cerrar la brecha entre los datos básicos del suelo disponibles y las características hidráulicas del suelo que faltan". Revista de hidrología . 251 (3–4): 123–150. Código bibliográfico : 2001JHyd..251..123W . doi : 10.1016 / S0022-1694 (01) 00464-4 .CS1 maint: varios nombres: lista de autores ( enlace )
- ^ Controlar el flujo capilar una aplicación de la ley de Darcy
- ^ Liu, Cheng "Suelos y fundaciones". Upper Saddle River, Nueva Jersey: Prentice Hall, 2001 ISBN 0-13-025517-3
- ^ SBHooghoudt, 1934, en holandés. Bijdrage tot de kennis van enige natuurkundige grootheden van de grond. Verslagen Landbouwkundig Onderzoek No. 40 B, pág. 215-345.
- ^ CHM van Bavel y D. Kirkham, 1948. Medición de campo de la permeabilidad del suelo utilizando orificios de barrena. Tierra. Sci. Soc. Soy. Procedimiento 13: 90-96.
- ^ a b c Determinación de la conductividad hidráulica saturada. Capítulo 12 en: HPRitzema (ed., 1994) Drainage Principles and Applications, ILRI Publication 16, p.435-476. Instituto Internacional para la Recuperación y Mejoramiento de Tierras, Wageningen (ILRI), Países Bajos. ISBN 90-70754-33-9 . Descarga gratuita desde: [1] , bajo nr. 6, o directamente como PDF: [2]
- ^ Investigación de drenaje en campos de agricultores: análisis de datos. Contribución al proyecto “Liquid Gold” del Instituto Internacional para la Recuperación y Mejoramiento de Tierras (ILRI), Wageningen, Holanda. Descarga gratuita desde: [3] , bajo nr. 2, o directamente como PDF: [4]
- ^ a b J.Boonstra y RALKselik, SATEM 2002: Software para la evaluación de pruebas de acuíferos, 2001. Publ. 57, Instituto Internacional para la Recuperación y Mejoramiento de Tierras (ILRI), Wageningen, Países Bajos. ISBN 90-70754-54-1 En línea: [5]
- ^ El balance energético del flujo de agua subterránea aplicado al drenaje subterráneo en suelos anisotrópicos mediante tuberías o zanjas con resistencia de entrada. Instituto Internacional para la Recuperación y Mejoramiento de Tierras, Wageningen, Países Bajos. En línea: [6] Archivado el 19 de febrero de 2009 en la Wayback Machine . Documento basado en: RJ Oosterbaan, J. Boonstra y KVGK Rao, 1996, “El balance energético del flujo de agua subterránea”. Publicado en VPSingh y B. Kumar (eds.), Subsurface-Water Hydrology, p. 153-160, Vol. 2 de Actas de la Conferencia Internacional sobre Hidrología y Recursos Hídricos, Nueva Delhi, India, 1993. Kluwer Academic Publishers, Dordrecht, Países Bajos. ISBN 978-0-7923-3651-8 . En línea: [7] . El programa EnDrain gratuito correspondiente se puede descargar desde: [8]
- ^ Drenaje subsuperficial por pozos (tubulares), 9 págs. Explicación de las ecuaciones utilizadas en el modelo WellDrain. Instituto Internacional para la Recuperación y Mejoramiento de Tierras (ILRI), Wageningen, Países Bajos. En línea: [9] . El programa gratuito WellDrain correspondiente se puede descargar desde: [10]
- ^ Bear, J. (1972). Dinámica de fluidos en medios porosos . Publicaciones de Dover . ISBN 0-486-65675-6.
enlaces externos
- Calculadora de conductividad hidráulica