Drenaje Sub Superficial

DRENAJE SUBSUPERFICIAL

Luis Rázuri Ramírez CIDIAT-ULA

DRENAJE OBJETO: Evacuación de los excesos de agua FINALIDAD: Proporcionar a los cultivos un ambiente adecuado para su normal desarrollo LOCALIZACIÓN: → Superficial → Interno o subsuperficial DRENAJE SUPERFICIAL: Es la remoción del exceso de agua sobre la superficie del terreno DRENAJE SUBSUPERFICIAL: Es la evacuación de los excesos de agua acumulados en el perfil del suelo Luis Rázuri Ramírez CIDIAT-ULA

DIAGNÓSTICO GENERAL DEL PROBLEMA DE DRENAJE


CAUSAS DEL PROBLEMA

¾ Precipitación ¾ Inundaciones ¾ Limitaciones Topográficas ¾ Limitaciones Edáficas JERARQUIZACIÓN DE LAS CAUSAS PRINCIPALES DEL MAL DRENAJE ¾ Topografía ¾ Suelos ¾ Precipitación ¾ Inundaciones o desbordamientos Luis Rázuri Ramírez CIDIAT-ULA

CONSECUENCIAS DEL PROBLEMA

Daños a los cultivos ¾ Clase de cultivo ¾ Duración de la inundación ¾ Estado de desarrollo del cultivo



DRENAJE SUBSUPERFICIAL INTRODUCCION El problema de drenaje básicamente es un problema de evacuación de agua de los terrenos.

9

9

La evacuación puede ser superficial y/o subterránea. nea

Al referirnos a evacuación nos estamos comprometiendo con un problema de movimiento de agua en el suelo, suelo que conceptualmente es un caso de flujo en un medio poroso. 9

Solución del problema especificado requiere de la Formulación e Implementación de un Diseño de Ingeniería Luis Rázuri Ramírez CIDIAT-ULA

La cadena de eventos o prerequisitos que lleve a la fase final de la formulación e implementación descansan en una sólida concepción del flujo en un medio poroso. En este contexto se debe satisfacer las necesidades para una clara definición del problema de drenaje, a través de:

→ Macro y microcaracterización de las propiedad del medio poroso y del fluido.

→ Establecimiento de las leyes fundamentales y los conceptos que gobiernan el movimiento en el medio.

→ Formas de solución a las ecuaciones que analíticamente, gráficamente o analógicamente representan el problema.


PROPIEDADES DEL FLUIDO Y DEL MEDIO POROSO En la Ingeniería del Drenaje, se conjugan dos puntos de vista que tiende a dar una concepción más integral al estudio del movimiento del agua en un medio poroso.

> Concepción de Ingeniería: Esquemas hidrológicos e hidráulicos, basados solamente en principios puramente mecánicos

> Concepción Agrícola: cola Enfoque de los suelos analizados a

través de sus propiedades físicas y químicas vinculadas a la producción


PROPIEDADES IMPORTANTES DEL AGUA

¾ Vinculadas al aspecto hidrodinámico: densidad, peso especifico, viscosidad, compresibilidad, tensión superficial, módulo de elasticidad. ¾ Relacionadas al aspecto agrícola: concentración salina (cantidad y calidad), la interacción con las partes coloidales del medio, su temperatura y otros.


PROPIEDADES IMPORTANTES DEL MEDIO POROSO

Descripción estadística Distribución por tamaño de las partículas Correspondiente distribución por tamaño de poros. Porosidad Parámetros asociados con la retención, el almacenamiento y liberación del agua Estructura y cobertura. Superficie o área específica Compresibilidad, etc. Luis Rázuri Ramírez CIDIAT-ULA

Es muy importante comprender de que el fenómeno del movimiento del agua en el suelo no es meramente un fenómeno hidrodinámico frió, sino con él, van asociados una serie de otros, no necesariamente gobernados por las leyes mecánicas, y que son muy importantes al Ingeniero para su mejor interpretación.


EL MEDIO La definición del problema de agua subterránea, así como la formulación de su solución requieren de una clara identificación del “medio” o “sistema” en donde se desarrolla el proceso.

Desde este punto de vista, el acuífero define al medio Comparativamente hablando con relación al aspecto hidrogeológico, gico en drenaje subterráneo se ven comprometidos los acuíferos superficiales o relativamente superficiales, superficiales más que los profundos; sin embargo, estos últimos no necesariamente dejan de tener efecto sobre los primeros. Luis Rázuri Ramírez CIDIAT-ULA

TIPOS DE ACUÍFEROS Acuíferos libres o no confinados


TIPOS DE ACUIFEROS Acuíferos confinados

K’= 0


TIPOS DE ACUIFEROS Acuíferos semiconfinados


TIPOS DE ACUIFEROS Acuíferos semilibres

K’< K


ASPECTOS HIDROGEOLOGICOS RELACIONADOS AL DRENAJE

Es necesario enfatizar la importancia que tiene el enfoque hidrogeológico en el contexto de la discriminación adecuada del medio para resolver el problema de drenaje. Es un error garrafal, el considerar un problema de drenaje dentro de un acuífero libre simplemente, e ignorar los efectos que tienen otros acuíferos inferiores. Debe darse cierto énfasis a los acuíferos semiconfinados y a la mecánica del movimiento del agua hacia ellos y fuera de ellos. La importancia de éstos acuíferos reside en los efectos que causan a los acuíferos superiores vecinos, llegando a modificar sustancialmente la naturaleza de la recarga, tanto en cantidad como en dirección. Luis Rázuri Ramírez CIDIAT-ULA


CARACTERISTERIZACIÓN DEL MEDIO ACUÍFERO

La caracterización del “medio” en el cual se desarrolla el flujo de agua subterránea, plantea dos aspectos:

¾ Discretización y cuantificación de las propiedades hidráulicas de los materiales que lo constituyen.

¾ Delimitación de sus

“dominios” o condiciones límites o de frontera.



Caracterización de las propiedades hidráulicas del medio están definidas por “constantes del suelo o de formación”, llamadas también “constantes hidrogeológicas”. Desde el punto de vista del drenaje se tienen:

Mayor importancia

→ Conductividad hidráulica → Espacio poroso drenable



Secundarias

→ Transmisividad → Resistencia vertical → Factor de fuga

El particular aspecto de la persistencia de la conductividad hidráulica en el conjunto acuífero total, así como de variabilidad de ésta con relación a la dirección de las líneas de corriente, homogeneidad, isotropicidad y anisotropicidad, ayudan a caracterizar adecuadamente el “medio”. Luis Rázuri Ramírez CIDIAT-ULA

CONDUCTIVIDAD HIDRAÚLICA

¾ Capacidad del medio poroso para trasmitir el agua a través de si mismo, llamada también constante de transmisión.

¾ Depende

de las características de fluido y del medio poroso, diferenciándose del término permeabilidad que depende exclusivamente de las propiedades del medio poroso

¾ Cuantitativamente se define como la cantidad

de flujo por unidad de área de sección, bajo la influencia de un gradiente unitario.

¾ Dimensiones:

L3 / T.L2

ó


L/T

¾ Acuíferos buenos 1 – 105 m /día

¾Acuíferos pobres 10 -4 - 1 m/día

¾Acuiclusa < 10 -4 m/día – 10-6


TRANSMISIVIDAD

9 Producto de la conductividad hidráulica por el espesor del acuífero, considerando el flujo básicamente horizontal. T = K . D

9 La transmisividad y la conductividad hidráulica son los dos parámetros que definen la capacidad de transmitir agua en un acuífero.

9Definición: Es la descarga bajo un gradiente hidráulico unitario a través de una sección transversal de ancho unitario sobre el espesor total del acuífero.

9 Dimensiones:

L3 / T.L

ó


L2 / T (m2 / día)

Si la formación acuífera es de naturaleza estratificada, donde los valores de K, no son constantes a lo largo del eje vertical, la transmisividad se considera como la suma de ellas: n

∑T i =1

i

9 Según Mogg (1967) Valores encontrados en el campo: 12,4 - 12400 m3/día – m T < 12,4 m3/día - m:

Improductivos; son como para satisfacer uso doméstico

T > 12,4 m3/día - m:

De interés ( pozos de uso intensivo) Luis Rázuri Ramírez CIDIAT-ULA

Espacio poroso drenable, Porosidad efectiva, Producción específica, Coeficiente de almacenamiento ( φ ) Definición: Volumen de agua liberado o almacenado por unidad de área superficial del acuífero, por unidad de cambio en el componente de carga piezométrica normal a esta superficie.



Desde el punto de vista hidrogeológico: El espacio poroso drenable, porosidad drenable, porosidad efectiva y producción específica (ø) se consideran prácticamente lo mismo y aplicables a acuíferos libres, libres en los cuales los efectos de la elasticidad del material poroso del acuífero, así como el del fluido son prácticamente despreciables. Definición desde el punto de vista de drenaje: se definen como la cantidad de agua promedio drenada por unidad de volumen de suelo, a una columna de suelo que se extiende desde la tabla de agua a la superficie del terreno, por unidad de depresión de la tabla de agua. h h φ= = H d "− d ' Luis Rázuri Ramírez CIDIAT-ULA

El coeficiente de almacenamiento (S) es referido a acuíferos confinados y depende de la elasticidad del acuífero y del fluido. 10-6 < S < 10-4

⎛ 1 1 ⎞ ⎟⎟ S c = ρ g η D ⎜⎜ + ⎝ Ew η Es ⎠ Retención Específica (Sr) Es complementario al término producción específica y sinónimos Se define como la cantidad de agua retenida, contra la gravedad, por la fuerza de retención de los poros pequeños cuando la tabla de agua es deprimida. Su valor es complementario al de la producción específica y como tal es adimensional. φ + Sr =η Luis Rázuri Ramírez CIDIAT-ULA

Perfil de humedad, porosidad efectiva y retención específica


Relación porosidad total (η), retención específica (Sr) y producción específica (ø) en material de aluvión


Resistencia Hidráulica o Resistencia Vertical (c) Es también llamada la recíproca del factor de fuga o drenancia; es la resistencia que se opone al flujo vertical, vertical es una propiedad específica de los acuíferos semiconfinados. semiconfinados Es definida como la relación del espesor saturado de la capa semipermeable D ' y la conductividad hidráulica vertical K v' Caracteriza la resistencia de la capa semiconfinante a la fuga o drenancia hacia arriba o hacia abajo desde el acuífero o hacia el acuífero. Tiene dimensionalmente la concepción de tiempo (T) y generalmente se expresa en días. En el caso extremo de que c = ∞ el acuífero es confinado D' c= ' Kv Luis Rázuri Ramírez CIDIAT-ULA

Resistencia Hidráulica o Resistencia Vertical (c)


Resistencia Hidráulica o Resistencia Vertical (c)


ESTATICA DEL AGUA EN EL MEDIO POROSO

Define una concepción instantánea del equilibrio de fuerzas y factores asociados en el perfil del sistema. Fundamentalmente a nivel de la zona de transición entre la saturación y no saturación del medio poroso, es decir en la “tabla de agua” La particular situación estática no existe como tal, y la concepción a definir es una abstracción puntual en el tiempo, dentro del fenómeno dinámico que ocurre en la naturaleza

Reglas que gobiernan la estática del agua en el suelo son las mismas que rigen en el equilibrio estático del agua en un largo recipiente: Luis Rázuri Ramírez CIDIAT-ULA

Fuerzas gravitacionales debidas al peso del cuerpo o gravitacionales. Fuerzas superficiales debido a la fuerza de presión normal a la pared limitante del cuerpo fluido. Esfuerzo cortante es nulo debido a la estaticidad del fluido. Al realizar una perforación sobre un terreno en el cual se espera encontrar agua subterránea, se tendrá una sucesión de condiciones en el sistema agua – suelo – aire, aire que se puede analizar desde varios puntos de vista, conforme se progrese en la perforación vertical.

→ → →

Contenido de humedad Distribución de presiones Direcciones de movimiento Luis Rázuri Ramírez CIDIAT-ULA

ZONA NO SATURADA Es la primera zona encontrada en el desarrollo vertical. El contenido de humedad irá incrementándose a medida que se avanza hacia el límite superior del cuerpo acuífero ( nivel freático) Es importante resaltar la estrecha vinculación de esta zona y su comportamiento con los fenómenos que se generan en los horizontes saturados inferiores (Figura) La condición de humedad se genera cuando no hay recarga vertical descendente, asumiéndose que la tabla de agua se encuentra en equilibrio entre la evaporación o evapotranspiración y el abastecimiento capilar desde la tabla de agua. La situación anterior predispone a asumir un movimiento vertical ascendente en condiciones no saturadas, capilar, una dirección de migración de agua hacia arriba; y un esquema de presiones negativas o succiones dependientes de la posición relativa de la tabla de agua; más cercana menor succión. Luis Rázuri Ramírez CIDIAT-ULA

Zona saturada o del agua subterránea Avanzando la perforación se alcanza una zona bien definida respecto a contenido de agua; esta es la superficie freática o tabla de agua y antes de ella una zona intermedia entre saturada y no saturada denominada orla o franja capilar.

Superficie freática o tabla de agua Se considera la zona de transición de presiones positivas y negativas, derivadas del estatus de agua libre y de agua capilar respectivamente en el perfil del suelo. Esta superficie tiene una presión igual a la presión atmosférica. Por debajo de la tabla de agua el contenido de humedad permanece a saturación y prácticamente constante. Los valores de presión aumentan linealmente con la profundidad debajo de la tabla (Figuras). Luis Rázuri Ramírez CIDIAT-ULA

Diagrama de presiones en el perfil


Distribución de presiones por encima y debajo de la tabla de agua


Orla o Franja capilar En un suelo en condiciones no saturadas el grado de saturación decrece con la altura por encima de la tabla de agua. En muchos casos de interés, inmediatamente encima de la tabla de agua existe una zona que está saturada con agua o prácticamente saturada. Por encima de esta franja existe una marcada caída en el contenido de agua con una relativa elevación de la presión o succión capilar. Esta zona contiene la mayoría de agua presente en la zona de aireación. La altura en donde ocurre el cambio significativo se le denomina carga capilar crítica y se le denota como hcc (Figura) El agua en la franja capilar está en movimiento, excepto cuando se tiene un nivel freático perfectamente horizontal. Cuando la tabla de agua o nivel freático se mueve, la orla capilar se mueve con ella. Si la tabla de agua se eleva rápidamente, el movimiento de la franja capilar no necesariamente es a la misma velocidad, sino hay un factor de retraso, que en algunos casos es bastante considerable. Lo mismo ocurre en la depresión de la tabla de agua. Esta puede caer rápidamente, mientras el suelo drena lentamente, Luis Rázuri Ramírez CIDIAT-ULA hasta que la orla se restablezca.

La energía potencial en el agua subterránea estática

Se ha mencionado anteriormente que la situación estática no existe como tal en la naturaleza del perfil del sistema agua-suelo-aire y que dicha concepción se utiliza por la facilidad que presta al análisis de una serie de fenómenos que son más claramente comprendidos si detenemos el fenómeno dinámico del flujo del agua en un punto del tiempo. Energía potencial o la capacidad latente de realizar trabajo en el medio: posición y presión Carga piezométrica Carga de agua dulce en el agua subterránea salina


LEYES FUNDAMENTALES DEL FLUJO EN MEDIOS POROSOS

9 Ley de Conservación de Energía 9 Ley de Resistencia Lineal o Ley de Darcy 9Ley de Continuidad 9 Ley de Conservación de Masas La combinación de estas leyes, dentro de ciertos marcos límites, establecen las ecuaciones generales de flujo que vienen a ser la expresión analítica del fenómeno. Luis Rázuri Ramírez CIDIAT-ULA


Ley de Conservación de Energía Establece que ninguna forma de energía puede ser creada o destruida en un sistema cerrado. Esta ley queda perfectamente definida por la ecuación de Bernoulli. El enfoque de esta ecuación desde el punto de vista del flujo del agua en un medio poroso es análogo al planteamiento del movimiento del fluido en conductos abiertos, con las asunciones y suposiciones que se comentarán más adelante Dos son las formas de energía que interviene en el movimiento de un fluido: energía cinética y energía potencial v12 p2 v22 z1 + + = z2 + + + Δ hL γ 2g γ 2g p1



Ley de la Resistencia Lineal Se ha establecido que el flujo del agua a través de un medio poroso genera una pérdida de energía y que dicha pérdida se ha consumido a lo largo de la trayectoria de movimiento por la resistencia friccionante entre el medio poroso y el fluido. Al dividir la cantidad de energía consumida entre la distancia de desplazamiento, se obtiene la pérdida unitaria o por unidad de longitud, conocida como gradiente hidráulico.

ΔhL =i L Descarga específica: fica Q/A = q = v Flujo Laminar; Ley experimental; nivel macroscópico; energía Luis Rázuri Ramírez cinética; carga impulsora; fuerza impulsora; velocidad real. CIDIAT-ULA

ECUACIONES BASICAS DEL FLUJO DE AGUA DE LA ZONA SATURADA

Anteriormente se ha discutido el tipo de flujo mas elemental, es decir el flujo lineal, que se utiliza para establecer la ley de Darcy. Desde un punto de vista físico todos los sistemas de fluidos se extienden necesariamente en tres direcciones, y su análisis llega a ser mucho más complejo. Sin embargo, en muchos problemas del flujo de agua en la zona saturada, el flujo es sustancialmente el mismo en planos paralelos y entonces puede ser tratado como si fuera bidimensional. Es decir el vector de distribución de velocidad varía con dos de las coordenadas y es independiente de la tercera; p.e. drenes, pozo, (flujo radial) Para la solución de problemas de flujo bi o tridimensional debe combinarse la ley de Darcy con la ecuación de continuidad. La ecuación básica del flujo resultante, es una ecuación en derivadas parciales llamada Ecuación de Laplace Luis Rázuri Ramírez CIDIAT-ULA


Ecuación de Laplace para flujo en régimen permanente

∂ h ∂ h ∂ h + 2 =0 + 2 2 ∂x ∂y ∂z 2

2

2

La ecuación es válida para diferentes tipos de flujo saturado. Para un problema de flujo particular, solamente podrá resolverse si se conoce lo que sucede en los límites de la zona de flujo. Entonces para resolver un problema particular, deberá definirse las condiciones de límite o borde. borde Estas pueden ser expresiones de la carga hidráulica o las condiciones de entrada y salida, o que un límite sea una línea de corriente.



En el flujo de drenaje surgen complicaciones por el hecho de que la zona de flujo generalmente está limitada por la superficie freática , cuya forma es desconocida. Por lo tanto se han introducido suposiciones que simplifiquen y den lugar a soluciones aproximadas siendo la exactitud de estas soluciones la suficiente para fines prácticos. Para la solución de problemas de flujo en régimen variable, las condiciones de límite deberán especificarse en función del tiempo, tiempo y deberá darse el estado del flujo en el tiempo t = 0, 0 en cada punto de la región de flujo. Estas condiciones se llaman condiciones iniciales. Luis Rázuri Ramírez CIDIAT-ULA


Suposiciones de Dupuit – Forchheimer En los estudios de movimiento de agua freática, incluyendo los de flujo de drenaje, se considera la capa de agua como una superficie de agua libre. Esta es una superficie en contacto y en equilibrio con la atmósfera, por lo que es una línea de corriente a lo largo de la cual la presión es la atmosférica. Los problemas de flujo en la superficie libre son difíciles de resolver a causas de las condiciones de límite, que no son lineales. Un análisis de tales problemas basados únicamente en las ecuaciones de Darcy y Laplace conducen a soluciones complejas. Sin embargo, no es siempre deseable una solución matemática exacta, cuando se considera la condición aproximada de las ecuaciones diferenciales, de las condiciones de límite, de la suposición de homogeneidad, isotropía y de las condiciones de recarga por lluvia o riego. Por eso se han desarrollado métodos aproximados de solución,Luisderivados de la hidráulica. Rázuri Ramírez CIDIAT-ULA


Suposiciones de Dupuit – Forchheimer Por analogía con canales abiertos , se supone que el tipo de flujo de superficie libre es principalmente unidimensional; tiene la forma de un tubo de corriente, por lo que las líneas de corriente son casi paralelas entre sí y las superficies equipotenciales son casi planos perpendiculares al flujo principal, por lo tanto son casi paralelos. Este método fue desarrollado primeramente por Dupuit en 1863, en el estudio de flujo de agua hacia pozos y zanjas.



Dupuit supuso lo siguiente: •Para pequeñas inclinaciones de la superficie libre de un sistema de flujo pueden tomarse las líneas de corriente como horizontales en cualquier sección vertical •La velocidad de flujo es proporcional a la pendiente de la capa de agua libre, pero es independiente de la profundidad de flujo. Estas suposiciones implican una reducción de las dimensiones del flujo, el flujo bidimensional se transforma en uno unidimensional, y la velocidad de flujo en la superficie freática es proporcional a la tangente del gradiente hidráulico en vez del seno (dh/dx ; dh/ds) Basándose en esas suposiciones, Forchheimer, Forchheimer desarrolló una ecuación para la superficie freática aplicando la ecuación de continuidad al agua de una columna vertical en una zona de flujo, limitada superiormente por la capa freática e inferiormente por una capa impermeable, en la que la Luis altura la columna de fluido es h. Rázuride Ramírez CIDIAT-ULA


Flujo en régimen variable En la solución de problemas de flujo en régimen variable, las condiciones límite deberán especificarse en función del tiempo y deberá darse el estado de flujo en el tiempo t=0 en cada punto de la región de flujo, llamadas condiciones iniciales. En este tipo de régimen la suma de las variaciones de flujo en las direcciones x, y, deben ser iguales a la variación de la cantidad de agua almacenada en la columna considerada Este cambio en la cantidad de agua almacenada se refleja en un descenso o en una elevación de la superficie freática, cuando el suelo libera o capta agua, respectivamente La variación de almacenaje se expresa cuantitativamente por:

h φ= H

h=φ H


CONDICIONES DE LIMITE Las ecuaciones en derivadas parciales, como la ecuación de Laplace, tiene un número infinito de soluciones. El problema que surge es elegir entre estas infinitas soluciones, una que se aplique a un problema particular. Cualquiera que sea el problema de flujo particular a investigar, solamente se puede determinar su solución si se conoce en detalle lo que ocurre en los límites de l zona de flujo. Las condiciones de los límites en los problemas de flujo de agua freática describen las condiciones físicas detalladas que afectan a los límites de la región de flujo. Estos límites no son necesariamente capas impermeables o paredes que confinen el agua en una zona determinada, sino que son superficies geométricas en la que en todos sus puntos se conoce la velocidad de flujo de agua Luis Rázuri Ramírez CIDIAT-ULA

CONDICIONES DE LIMITE Límites impermeables Las capas impermeables se consideran que representan líneas de corriente , ya que no hay flujo a través de ellas. La componente normal de la velocidad de flujo desaparece en tales límites. Planos de simetría A causa de la simetría del sistema, el patrón de líneas equipotenciales y de líneas de corriente en un lado de ese límite es la imagen reflejada de la del otro lado. Por lo tanto, inmediatamente junto a dicho límite, cualquier componente de la velocidad de flujo que sea perpendicular a ese límite debe ser contrarrestado por el componente en dirección opuesta del lado contrario inmediato a dicho límite. El flujo neto a través del límite debe ser por tanto cero y el plano de simetría es , como una capa impermeable, una línea de corriente del sistema. Luis Rázuri Ramírez CIDIAT-ULA

CONDICIONES DE LIMITE Superficie del agua libre La superficie del agua libre se define como aquella superficie donde la presión es igual a la presión atmosférica. Se supone que la superficie de agua libre limita la región de flujo, es decir, no existe flujo por encima de esta superficie. Esto no es cierto para la mayor parte de los casos del flujo de agua a través de los suelos, pero dicha suposición es útil para analizar el flujo a través de medios que tiene franjas capilares muy pequeñas. Para una superficie de agua libre la componente de carga de presión es cero, por lo que la carga total es igual a la componente de posición; h=z Si no existe percolación hacia la superficie libre del agua, la componente de la velocidad de flujo normal a esta superficie es cero y entonces la superficie de agua libre representa una línea de corriente. Luis Rázuri Ramírez CIDIAT-ULA

CONDICIONES DE LIMITE Límites con agua en reposo con agua moviéndose lentamente Estos límites se encuentran a lo largo de los taludes de zanjas Superficies de filtración En los puntos del suelo por encima de la capa freática la presión es negativa, mientras que en los puntos por debajo de la misma es generalmente positiva. Sin embargo cuando la capa freática corta la superficie, existe una superficie de filtración, que se define como el límite de la masa del suelo donde el agua brota, y luego continua su flujo en forma de una película fina a lo largo del límite exterior del suelo. También aparecen superficies de filtración aguas debajo de las presas a través de las que se filtra el agua


RECONOCIMIENTO DEL PROBLEMA DE DRENAJE

Magnitud problemas existentes Cantidad datos aprovechables Experiencia investigadores

EXTENSIÓN Y METODOS

INTRODUCCIÓN

Balance: datos aprovechables, cantidad y tipo de datos adicionales necesarios y que se esperan ser completados, el elemento humano que pueda utilizarse y el tiempo disponible

ALCANCE

El propósito de las investigaciones es proveer una información completa que permita al Ingeniero disponer de los elementos de juicio para proceder a un diagnóstico, stico realizar un diseño tentativo, tentativo estimar costos y de drenaje determinar las posibilidades de requerimientos Luis Rázuri Ramírez CIDIAT-ULA

ESTUDIO Y DIAGNÓSTICO DEL PROBLEMA DE DRENAJE

Debe suministrarse la información necesaria para contestar las siguientes preguntas: 1. ¿Existen actualmente o se producirán en un futuro problemas de escesos de agua? 2. ¿Existe una salida adecuada para eliminar el exceso de agua? 3. ¿Cuál es la fuente de exceso de agua? 4. ¿Pueden los suelos ser adecuadamente drenados? 5. ¿Cuánta agua deberá ser removida? 6. ¿Cuál es el método o sistema de drenaje que dará los mejores resultados ? Luis Rázuri Ramírez CIDIAT-ULA

FASES DE ESTUDIO Toda investigación de drenaje debe tratar de encontrar respuesta a las 6 preguntas básicas: idea clara del problema, magnitud, extensión y posibilidades de recuperación Estudio de Reconocimiento Estudio de Factibilidad Estudio de Diseño

INVESTIGACIONES EN DRENAJE SUPERFICIAL Topografía Suelos Uso de la Tierra y Prácticas de Cultivo Precipitación, Escorrentía y Registro de Corrientes Localización de Principales y Laterales Perfiles y Secciones Transversales Luis Rázuri Ramírez CIDIAT-ULA

INVESTIGACIONES DE DRENAJE SUBSUPERFICIAL

En drenaje subsuperficial se requiere un mayor detalle en la información de suelos, subsuelo y condiciones de agua subterránea 9 Estudios Topográficos: mapas, fotos y catastrales

9 Estudios Geológicos 9 Estudio de Suelos Uno de los pilares en cualquier de drenaje. Sus objetivos son el de localizar y describir las diferentes características de las capas superiores del suelo, en la cual se desarrolla las raíces de los cultivos y las características del acuíferos superficial. Serán necesarios para determinar la profundidad, espesor y continuidad de los diferentes estratos, así como su posición vertical de cada uno de ellos. Luis Rázuri Ramírez CIDIAT-ULA

ESTUDIO DE SUELOS


ESTUDIO DE SUELOS


ESTUDIO DE SUELOS


ESTUDIO DE SUELOS MAPEO DE CAMPO

9 Densidad de Mapeo 9 Profundidad de Muestreo CARACTERISTICAS DEL SUELO A EVALUARSE

ESTUDIOS DE SALINIDAD

¾ Textura

¾ Clases de Salinidad

¾ Estructura ¾ Consistencia ¾ Color ¾ Rendimiento Específico ¾ Conductividad Capilar

- 0 : libre de sales (0 – 4 dS/m) - 1 : ligeramente afectado ( 4 – 8) - 2 : moderadam. afectado (8-15) - 3 : fuertemente afectada (> 15)


ESTUDIOS DE AGUA SUBTERRÁNEA Propósito es suministrar información acerca de la posición y fluctuación de la tabla de agua a lo largo de un período de tiempo. Determinará la extensión y severidad del problema e indicará el tipo y ubicación de drenes. drenes

Observaciones de Niveles Freáticos y Piezométricos Pozos Existentes Superficie de agua


Pozos de Observación


Piezómetros


Diferencia entre pozo de observación y piezómetros


Cargas hidráulicas en piezómetros a diferentes profundidades para distintos acuíferos

libre

semiconfinado

Libre sobre semiconfinado


Libre sobre libre

Red de Observación Un punto localizado en un campo, representará una situación puntual que solamente podrá ser usada en investigaciones especiales y no representa la situación promedio del campo, por lo que será necesario instalar una red de observación que proporcione los datos sobre elevación y variación de la superficie freática y del nivel piezométrico. Los datos recabados son usados para determinar: • La configuración de la tabla de agua y de la superficie piezométrica • La dirección del movimiento del agua subterránea • La localización de áreas de recarga y descarga. La red de observación debe planificarse de manera que proporcione la máxima información al mínimo costo La disposición de la red de observación deberá basarse en la información topográfica, geológica, suelos, etc, obtenida Luis Rázuri Ramírez anteriormente CIDIAT-ULA

Red de Observación: localización -A lo largo y en forma perpendicular a las líneas donde se espera el flujo de agua subterránea. - En lugares donde se esperen cambios en la pendiente de la tabla de agua. - En las márgenes de las corrientes de agua y perpendicular a ellos - En áreas donde existan niveles de agua poco profundos o se esperen en futuro

La red de observación es conveniente que sea extendida más allá de los límites del área de estudio Luis Rázuri Ramírez CIDIAT-ULA

Densidad de los puntos de Observación No existe una regla que norme la cantidad de puntos de observación, esta dependerá de la topografía, geología y de las condiciones hidrológicas del área, así como del tipo de estudio. Tamaño del área bajo estudio

Número de puntos de observación

Número de puntos por 100 ha

100 ha

20

20

1.000 ha

40

4

10.000 ha

100

1

100.000 ha

300

0,3

El espaciamiento de los puntos de observación deberá incrementarse a medida que se incrementa la distancia a los cauces en más o menos 10, 40, 100, 250 y 500 m; máximo 2000 m Luis Rázuri Ramírez CIDIAT-ULA

Lectura de los Niveles de Agua


Estudios de Conductividad Hidráulica La conductividad hidráulica de los suelos no es un valor constante debido a que en ella influyen muchos factores, por lo que no puede llegar a determinarse un valor exacto de ésta; pero si un valor estimado que refleje las condiciones reales del movimiento del agua en el suelo. Factores que afectan: tamaño de las partículas de arena, porosidad del suelo, contenido de arcilla y su distribución, contenido de aire del sistema, microorganismos del suelo, grietas, raíces y lombrices. Allison, graficó los valores de conductividad con respecto al tiempo y encontró tres fases definidas: •Etapa inicial donde la conductividad hidráulica decrece en una pequeña fracción del valor original: expansión de las arcillas y dispersión del suelo •Segunda etapa donde la conductividad aumenta: solución gradual del aire •Tercera etapa donde vuelve a decrecer gradualmente: estrechamiento de los poros por los microorganismosLuis Rázuri Ramírez CIDIAT-ULA

Estudios de Conductividad Hidráulica

→ Métodos de Laboratorio → Método del Pozo Barrenado → Método de la Relación entre la Descarga de Drenes y la Carga Hidráulica

→ Método del Pozo Barrenado Invertido


Estudios de Conductividad Hidráulica Método del pozo barrenado Tabla de agua se encuentra cerca de la superficie Procedimiento de Diserens (1934) y posteriormente mejorado por Hooghoudt y Ernst Procedimiento: Procedimiento -Perforación del pozo cilíndrico - Extracción de agua del pozo - Medida de la velocidad de elevación del nivel del agua - Cálculo de la conductividad hidráulica con los datos El método refleja principalmente la conductividad hidráulica horizontal de las capas queLuispenetra el pozo debajo del NF. Rázuri Ramírez CIDIAT-ULA

Estudios de Conductividad Hidráulica Método del pozo barrenado Número de pruebas y repeticiones: En estudios de detalle 1 prueba/ha; es necesario repetir la prueba. Profundidad de perforación: 60 a 70 cm debajo del NF Tiempo de prueba: 10 a 30 minutos dependiendo del tipo de suelo Nivel de depresión del NF: 20 a 40 cm Medidas de recuperación del NF: intervalos fijos de tiempo (Δt) o intervalos fijos de elevación del nivel de agua (ΔY)


Estudios de Conductividad Hidráulica En los comienzos de la recuperación, existe una marcada regularidad entre los valores de Δt y los correspondientes ΔY; al ir avanzando la recuperación, la relación lineal se va perdiendo y para un mismo valor de Δt, el valor de ΔY va decreciendo. Con la finalidad de lograr una buena precisión y reducir los efectos de irregularidades, para el cálculo de la conductividad hidráulica se utilizan más o menos 5 lecturas uniformes de elevación del nivel de agua

Importante: Importante no es aconsejable procesar medidas de elevación del nivel de agua por mucho tiempo, ya que aparece el efecto de la formación del cono de depresión, lo que está en contra de los supuestos de Hooghoudt para derivar este método. Luis Rázuri Ramírez CIDIAT-ULA

Estudios de Conductividad Hidráulica Método del pozo barrenado Otra suposición es que el agua fluye horizontalmente a través de las paredes del pozo y verticalmente hacia arriba a través del fondo del mismo. Lo anteriormente expuesto indica que deberán ser tomadas medidas para asegurar que un volumen mayor del 25% del total del agua extraída del pozo haya fluido nuevamente; es decir que las medidas utilizadas dentro de la prueba deberán ser hasta que :

Yn ≥ (0,75 a 0,80) Y0 ΔY ≤ (0,25 a 0,20) Y0 Luis Rázuri Ramírez CIDIAT-ULA

Estudios de Conductividad Hidráulica Método del pozo barrenado

Y0 Rr ln Hooghoudt K = (2 H + r )t Yn Y0 rR ln K= 2 H t Yn Ernst

4000 r 2 K= (H + 20 r ) 2 − Y

(

3600 r 2 K= (H + 10 r ) 2 − Y

(

( S = ∞) ( S = 0)

ΔY Y Δt

( S > H / 2)

ΔY Y Δt

( S = 0)

) H

) H


Estudios de Conductividad Hidráulica Método de la relación entre la descarga de drenes y la carga hidráulica

8 K 2 De H + 4 K1 H Q= 2 L

Q= AH + B H Q = A+ B H H Luis Rázuri Ramírez CIDIAT-ULA

2

2

Estudios de Conductividad Hidráulica Método del pozo barrenado invertido Es una prueba para determinar la conductividad hidráulica por encima del nivel freático. El principio del método es abrir un pozo a la profundidad deseada a determinar la conductividad hidráulica, llenarlo con agua y medir el descenso del nivel de ésta.

r⎞ r⎞ ⎛ ⎛ ln⎜ Y(t1) + ⎟ − ln⎜ Y(tn ) + ⎟ r ⎝ 2⎠ 2⎠ ⎝ K= (tn − t1 ) 2


PRESENTACIÓN DE LA INFORMACIÓN Hidrograma de Pozos


Hidrograma de Pozos


Mapa de Niveles Freáticos


Mapa de Niveles Freáticos


Mapa de gradiente hidráulico


Mapa de profundidad de la tabla de agua


Perfiles Freáticos y Piezométricos


NECESIDADES DE DRENAJE Las necesidades de drenaje agrícola pueden explicarse de un modo conceptual si se considera el ciclo agrohidrológico, el cual describe la hidrología del suelo y subterránea que afecta directa o indirectamente a los cultivos. En la figura siguiente se muestra el ciclo agrohidrológico de un suelo regable, en el que se consideran cinco subsistemas: ¾

La atmósfera

¾ La superficie del suelo ¾ El agua superficial ¾ La zona radicular ¾ El agua subterránea Luis Rázuri Ramírez CIDIAT-ULA

ATMOSFERA Evapotranspiración (ET)

Precipitación (P) RIEGO (I)

transpiración

evaporación

(Sr ) escorrentía SUPERFICIE superficial DEL SUELO

CULTIVOS

AGUA SUPERFICIAL

absorción de humedad HUMEDAD DEL SUELO (Δ w )

filtración (S)

percolación (R)

flujo del agua freática

elevación (G) capilar

( øΔh )

AGUA FREATICA


drenaje (Dr )

MAR

NECESIDADES DE DRENAJE La atmósfera influye en el ciclo a través de la demanda de evaporación de los cultivos y de la precipitación. La superficie del suelo recibe agua de lluvia y de riego y descarga los excesos de agua por escorrentía superficial hacia los cursos de agua, lagos y finalmente al mar. La zona radicular es la parte esencial del ciclo, ya que la zona de absorción de humedad por los cultivos; recibe el agua infiltrada, la que se eleva por capilaridad desde la zona saturada y descarga por percolación profunda el exceso de su capacidad de retención de humedad.


NECESIDADES DE DRENAJE Los acuíferos freáticos se recargan por la percolación procedente de la zona no saturada del perfil del suelo y por infiltraciones laterales o profundas procedentes de acuíferos semiconfinados en carga. Si existe drenaje natural el agua freática fluye y finalmente aflora en el subsistema superficial. El balance de agua en la zona radicular de un suelo regable, en un intervalo de tiempo, es el siguiente.


NECESIDADES DE DRENAJE P + I + G = ETc + R + Δ W donde: I = Cantidad efectiva de agua de riego una vez descontada la escorrentía superficial (mm) P = Cantidad efectiva de precipitación (mm) G = Elevación capilar de agua freática (mm) ETc = Evapotranspiración por los cultivos (mm) R = Percolación a la capa freática (mm) ΔW = Variación de la cantidad de humedad almacenada en la zona radicular (mm) Luis Rázuri Ramírez CIDIAT-ULA

NECESIDADES DE DRENAJE

Si la entrada de humedad a la zona radicular, por infiltración de agua de riego o de lluvia o por elevación capilar, excede a las pérdidas por evapotranspiración, aumenta el contenido de humedad (ΔW positivo) hasta alcanzarse el punto de capacidad de campo, percolando el exceso de humedad hacia capas más profundas. Si las pérdidas de humedad exceden a las entradas, la zona radicular pierde humedad (ΔW negativo) .


NECESIDADES DE DRENAJE El balance de agua en la zona saturada es el siguiente: R + S = G + Dr + ø Δh donde: S = Filtración que recarga la capa freática (mm). Dr = Drenaje subterráneo (mm). ø = Espacio poroso drenable Δh = Elevación de la capa freática (mm)


NECESIDADES DE DRENAJE Si la recarga, procedente de la percolación o de filtraciones, excede a la descarga que facilita el drenaje natural, la capa freática se eleva, siendo la cantidad de agua efectiva almacenada en esta elevación el producto de la altura alcanzada (Δh) por la porosidad efectiva (ø). Si la descarga es mayor que la recarga la capa freática desciende (Δh negativo). En la ecuación inicial se observa que la percolación o drenaje interno del suelo es el factor clave para que el balance de humedad en la zona radicular sea favorable. En lo que respecta a la zona saturada es el drenaje subterráneo el factor esencial para evitar una elevación de la capa freática que afecte a su vez el balance de humedad de la zona radicular. Luis Rázuri Ramírez CIDIAT-ULA


En las zonas áridas los problemas de exceso de agua generalmente vienen acompañados de procesos de salinización. Estos se explican fácilmente con los balances de sales que se deducen de los balances de agua, multiplicando cada componente del mismo por su respectiva concentración de sales. El balance de sales de la zona radicular, suponiendo que las sales son altamente solubles y no precipitan, y despreciando la salinidad aportada por el agua de lluvia y por los fertilizantes, así como las extracciones de los cultivos, es el siguiente:



I . Ci + G . Cg = R . Cr + Δz donde: Ci =

Concentración de sales del agua de riego (g/l)

Cg =

Concentración de sales del agua capilar (g/l)

Cr

= Concentración de sales del agua de percolación (g/l)

Δz = Variación del contenido de sales de la zona radicular (g/m2)


NECESIDADES DE DRENAJE En la ecuación se observa que los aportes de sales a la zona radicular se deben al riego y en su caso a la elevación capilar de agua freática; la única salida de sales es la debida a la percolación por debajo de la zona radicular. Si en el balance las entradas superan a las salidas, el contenido de sales de la zona radicular aumenta (Δz positivo), originándose un proceso de salinización secundaria. El balance de sales en la zona saturada se deduce del respectivo balance de agua. R . Cr + S . Cs = G . Cg + Dr . Cdr + øΔh . Cdr donde: Cs Cdr

= Concentración de sales del agua de filtración (g/l). = Concentración de sales del agua de drenaje (g/l). Luis Rázuri Ramírez CIDIAT-ULA

NECESIDADES DE DRENAJE Según se muestra en la ecuación, la recarga salina de la capa freática procede del lavado de la zona radicular y de las posibles filtraciones de agua salobre. Las pérdidas de sales son exclusivamente por drenaje, además del aporte de sales a la zona no saturada por elevación capilar. Desde el punto de vista salino se llega a las mismas conclusiones que en los balances de agua: el drenaje interno del suelo es esencial para eliminar por lavado las sales aportadas con el agua de riego. Además, se necesita mantener bajo control la capa freática para evitar la salinización por elevación capilar y dar salida por drenaje subterráneo al agua cargada de sales. Luis Rázuri Ramírez CIDIAT-ULA

FUENTES DE EXCESO DE AGUA Teniendo en cuenta que la elevación del nivel freático en el suelo depende de la relación creciente entre el monto de la recarga y de la descarga, se tendrá que discutir el balance hidrológico como una forma de reconocer las probables fuentes de exceso de agua. agua Para esto puede considerarse separadamente el balance hídrico del suelo que exploran las raíces y con base en este análisis, la ecuación de equilibrio hidrológico del agua subterránea


FUENTES DE EXCESO DE AGUA


FUENTES DE EXCESO DE AGUA Balance de humedad del suelo Para realizar este balance deberá partirse obligatoriamente que el suelo tiene una cierta capacidad de retención de agua; por lo tanto el exceso de agua de percolación profunda o subsuperficial será:

d pt = d r + P + d ca − ET − Δd Para cada período el valor de Δd resultará de la diferencia entre el contenido inicial de agua en el suelo, di, di y la de su capacidad de retención d; de modo que el valor máximo posible será Δd = d Luis Rázuri Ramírez CIDIAT-ULA

FUENTES DE EXCESO DE AGUA El valor de dca puede ser despreciable en determinadas condiciones de suelo y de profundidad de la superficie freática. En zonas áridas lo que se pretende con el drenaje es descender el nivel freático a una profundidad suficiente como para evitar el ascenso de las sales, reduciendo al mínimo el ascenso capilar.


FUENTES DE EXCESO DE AGUA Balance hídrico del agua subterránea

d pt + d se − d ss − ETn ± Δd s = 0 Δds es la variación de almacenamiento de agua en la zona saturada

Qt= Ad

El balance es válido para cualquier dimensión de tiempo; sin embargo, a los fines de investigación de drenaje, estos se realizan anuales, estacionales o mensuales La ecuación anterior literalmente puede ser escrita como: RECARGA–DESCARGA = VARAIACIÓN DE ALMACENAJE Luis Rázuri Ramírez CIDIAT-ULA

FUENTES DE EXCESO DE AGUA Componentes de la Recarga Precipitación Infiltración en canales Percolación profunda Pérdidas por lixiviación Aportes de agua subterránea


FUENTES DE EXCESO DE AGUA

Componentes de la Descarga Evapotranspiración Evapotranspiración de la vegetación natural Salida de agua subterránea

Variación de almacenaje En la ecuación de balance del agua subterránea, si Δds es positivo significa que la recarga supera a la descarga y el nivel asciende por lo que la capacidad de drenaje es insuficiente y la descarga deberá ser aumentada de alguna manera. Luis Rázuri Ramírez CIDIAT-ULA

FUENTES DE EXCESO DE AGUA Si Δds es negativo el nivel freático desciende como una consecuencia de una elevada capacidad de drenaje. En los proyectos de riego, en condiciones de aridez, aridez una baja capacidad de descarga produce un ascenso de los niveles freáticos durante el período de riego. En los proyectos de riego de clima húmedo tropical, tropical una baja capacidad de drenaje se traduce en un nivel permanentemente alto como consecuencia de que al período de riego le sigue el período de lluvias. La elevación del nivel freático puede estimarse, si se asume que el suelo sobre el mismo está a capacidad de campo, en este caso: ΔH = Δds /Φ Luis Rázuri Ramírez CIDIAT-ULA

FUENTES DE EXCESO DE AGUA Para evitar el ascenso resultante de la ecuación de balance hídrico, se debe incrementar la descarga artificialmente mediante obras de drenaje, para extraer del acuífero la lámina Δds en t días. Esto es el llamado Coeficiente de Drenaje (Cd), que puede definirse como el exceso de agua que un sistema artificial de drenaje debe extraer, adicionalmente a la salida natural del agua, para asegurar un nivel freático que no sea restrictivo para el crecimiento de los cultivos. El coeficiente de drenaje es un de los datos más difíciles de obtener, cuando se diseña un sistema de drenaje, por lo que se requiere experiencia directa en proyectos de similares condiciones naturales y de manejo de agua. Luis Rázuri Ramírez CIDIAT-ULA

ECUACIONES PARA EL CALCULO DE ESPACIAMIENTO DE DRENES

Introducción En los drenes agrícolas o de parcela, los medios de control de la napa freática se hacen a través de zanjas abiertas o de drenes entubados subterráneos. El primero más antiguo y el segundo más utilizado en la agricultura moderna, sin que esto significa un mejor funcionamiento y trabajo de uno de ellos sobre otro, ya que los drenes abiertos y los drenes entubados, aisladamente o en combinación, pueden ser necesarios para construir un adecuado sistema de control de la profundidad del nivel freático.



Drenaje entubado Ventajas: • Mejor aprovechamiento de la superficie cultivable • Mejor uso de la maquinaria agrícola • Requiere poco mantenimiento: generalmente cada 5 años Desventajas: • Requiere tubería de arcilla o plástico no fácil de conseguir y alto costo • Necesita el empleo de material filtroprotector • Algunos tipos de tubería, específicamente las de concreto, son afectadas por el alto contenido de sulfatos presentes en el suelo Luis Rázuri Ramírez CIDIAT-ULA


Zanjas abiertas Tienen la gran ventaja de disponer de una mayor capacidad transporte del agua captada, pero tiene la gran desventaja perder grandes superficies de terreno cultivable, así como dificultad de la mecanización agrícola y el requerimiento de mantenimiento frecuente y periódico.

de de la un

En el diseño de estos tipos de drenes un factor importante es el espaciamiento que debe existir entre esas líneas de drenaje. Las ecuaciones a desarrollar están restringidas a drenes paralelos, paralelos entre los cuales la tabla de agua es generalmente curva, curva siendo la máxima elevación en el punto medio entre drenes. drenes Esta elevación es influenciada por varios factores de recarga y descarga, la profundidad, el espaciamiento de drenes y el nivel de agua entre drenes Luis Rázuri Ramírez CIDIAT-ULA


Las ecuaciones de drenaje se basan en dos suposiciones fundamentales: • Flujo bidimensional, es decir el flujo es igual en cualquier sección transversal a los drenes. • La recarga es uniformemente distribuida en el área entre drenes Las fórmulas desarrolladas para calcular el espaciamiento de drenes, zanjas o tubos enterrados, generalmente se basan en los supuestos de Dupuit-Forchheimer, por lo que son soluciones aproximadas, pero que justifican su aplicación práctica; además que, debido a las muchas variables y diferencias del suelo, todavía no se ha desarrollado un método o ecuación que satisfaga todas las condiciones. Luis Rázuri Ramírez CIDIAT-ULA


Las soluciones teóricas se basan en cualquiera de las dos hipótesis y conceptos siguientes: Sistema estacionario o permanente: la recarga de agua a un área se considera constante y la salida de agua por el sistema de drenaje también constante e igual a la recarga; de tal manera que la tabla de agua permanece estacionaria, no ascendiendo ni descendiendo. Este estado se puede asimilar al que ocurre en zonas húmedas donde la precipitación es más o menos constante durante un largo período y en las que las fluctuaciones no son amplias.



Sistema no estacionario o no permanente: diferente al anterior debido a que en áreas bajo riego o con altas intensidades de precipitación, la suposición de recarga permanente no es muy justificada. En estas condiciones, la recarga al no ser constante producirá una elevación del nivel freático, el cual irá descendiendo y posteriormente volverá a elevarse al comenzar la próxima lluvia o riego. La recarga se produce a intervalos dados por la frecuencia de ésta, siendo la velocidad de recarga diferente a la velocidad de descarga.



Profundidad permisible de la tabla de agua Sistema permanente o de equilibrio • La recarga normativa o requerimiento de drenaje, Cd, depende de la precipitación, del riego o de un flujo subterráneo ascendente. • La profundidad de raíces de los cultivos indicará la profundidad mínima a la que debe encontrarse el nivel freático en el punto medio entre drenes. Sistema no permanente o de no equilibrio • El criterio se refiere al tiempo en que la napa freática desciende desde una posición inicial h0, inmediatamente después del riego o recarga, a una posición final ht, sin que el cultivo se vea afectado por un grado excesivo de saturación. Esto dependerá de cada cultivo, siendo generalmente de 3 a 5 días para suelo medio. Luis Rázuri Ramírez CIDIAT-ULA




Tipos de flujo Flujo horizontal, vertical y radial La predominancia de un flujo sobre otro depende de la profundidad a la cual se encuentre la capa impermeable con respecto al nivel de drenes; el flujo vertical es despreciable con respecto a los otros flujos. Casos: • Drenes apoyados en la capa impermeable • La capa impermeable se encuentra a gran profundidad con respecto al nivel de los drenes (D > L/4) Luis Rázuri Ramírez • La capa impermeable se encuentra a una profundidad D < L/4 CIDIAT-ULA


Ecuaciones para flujo permanente Ecuación de Hooghoudt En los drenes que llegan hasta muy cerca de la barrera impermeable, las líneas de flujo se pueden considerar, sin grandes errores, paralelas y horizontales: sin embargo, cuando éstos se encuentran alejados de la barrera, las líneas de flujo no serán paralelas ni horizontales, pero convergerán hacia los drenes, por lo tanto en las cercanías del dren el flujo será radial: Hooghoudt derivó su ecuación original para sólo flujo horizontal. Profundidad o estrato equivalente (De) Es un espesor teórico en el cual solamente ocurre flujo horizontal y que reemplaza a la situación real de un dren con flujio horizontal y flujo radial. Luis Rázuri Ramírez CIDIAT-ULA




πL

1 De = 8 ln L πr

De =

D 8D ⎛ D ⎞ ⎜ ln ⎟ + 1 π L⎝ u ⎠

u = p = perímetro mojado = π r Ecuación de espaciamiento entre drenes (Hooghoudt)

8 K 2 De H 4 K1 H L = + Cd Cd 2


2


Ecuación de Ernst La ecuación de Ernst es aplicable a suelos constituidos por dos capas de diferente características. La interfase entre dos capas de suelos, puede localizarse por encima o debajo del nivel de drenes. Es especialmente utilizable cuando la capa superior tiene una baja conductividad hidráulica en relación a la capa inferior del suelo. Ernst desarrolló su ecuación en analogía con la Ley de Ohm y consideró que el flujo de agua que se dirige a los drenes paralelos tiene componentes vertical, horizontal y radial, con la correspondiente componente de la carga hidráulica total aprovechable.

H = hv + hh + hr = Cd L Rv + Cd L Rh + Cd L Rr Luis Rázuri Ramírez CIDIAT-ULA


Dv hv =Cd K

L2 Cd hh = 8 K D1

H D1 = D + 2

hr =Cd L Rr

Dv Cd L2 H = Cd + + Cd L Rr K 8 K D1 Luis Rázuri Ramírez CIDIAT-ULA


Casos de resistencia radial Caso I: El dren se encuentra en el estrato superior o el suelo bajo el dren consiste de dos estratos diferentes

1 Dr ln a Rr = π K1 p a: factor geométrico del flujo radial (figura) p: perímetro mojado



Caso I: El dren se encuentra en el estrato superior o el suelo bajo el dren consiste de dos estratos diferentes



Caso II: El dren se encuentra en el estrato inferior, o el suelo bajo el dren es homogéneo.

1 Dr Rr = ln p π K2

( Dr ≤ L / 4)

1 L Rr = π K2 p


( Dr ≥ L / 4)


Caso III: El dren se encuentra en el límite de los dos estratos

1 4 Dr Rr = ln π K2 πb b = diámetro del tubo



Ecuaciones de Ernst para drenaje por zanjas Primer caso: suelo homogéneo y D0 < L/4 Cd L2 Cd L D0 + ln H= 8 K1 D1 π K1 u comp. horizontal + comp. radial



Ecuaciones de Ernst para drenaje por zanjas Segundo caso: el nivel de agua en el dren coincide con la interfase de dos capas de suelo de diferentes K

Si: K1 > < K2

Cd L2 Cd L D0 + ln H= 8 ( K1 D1 + K 2 D2 ) π K 2 u

Si: K1 << K2

Cd Dv Cd L2 Cd L D0 + + ln H= 8 K 2 D2 π K 2 K1 u

Si: K1 <<<< K2 Use Hooghoudt



Tercer caso: el dren se encuentra completamente en la capa superior Cd Dv Cd L2 Cd L a D0 H= + + ln K1 u 8 ( K1 D1 + K 2 D2 ) π K1 c. vertical + c. horizontal + c. radial

D1 = D0 + H / 2



Ecuaciones para flujo no permanente Ecuación de Glover – Dumm Dumm usó las suposiciones de Dupuit-Forchheimer asumiendo una superficie del nivel freático inicialmente horizontal, ubicada por encima del nivel de drenes. La solución planteada describe el descenso del nivel freático, el cual no es permanentemente horizontal, en función del espaciamiento de drenes, del tiempo del lugar y de las propiedades del suelo. El nivel del agua inicialmente horizontal es producto de la elevación instantánea causada por riego o lluvia, las que recargan instantáneamente el agua freática. Luis Rázuri Ramírez CIDIAT-ULA


Ecuación de Glover – Dumm

Posteriormente Dumm (1960) asumió que el nivel de agua no era horizontal sino que adopta la forma de una parábola de cuarto grado, modificando muy poco su fórmula original. Para obtener la ecuación consideran que el flujo es solamente horizontal

10 K D t L = φ ln (1,16 h0 / ht ) 2

h0 + ht D = De + 4



Ecuación de descarga de drenes Caudal por unidad de longitud de dren

2 π K D ht q f (t ) = 2 L Ecuación que permite hallar el valor de la descarga para un determinado valor de ht



Ecuación de Jenab Plantea su solución a partir de la llamada “función de drenaje” D(Un) h (x,t) = h0 D(Un) Si (L/2) es el punto más afectado en un tiempo (t) cualquiera, entonces la ecuación se puede escribir como: h (L/2, t) = h0 D(Un) Ecuación que permite hallar el espaciamiento entre drenes α=KD/ø D = De + (h0 + ht) / 4 Luis Rázuri Ramírez CIDIAT-ULA


Ecuación de descarga de drenes La descarga por unidad de longitud de dren, q(t), al tiempo t, la plantea con la llamada “función de descarga de drenes” q(Un)

(

L − L2 / 16α t − L2 / 4α t −9 L2 / 16α t − L2 / α t q(U n ) = 1 − 2e + 2e − 2e +e 4α t

4T q (U n ) q(t ) = h0 πL T =K D Luis Rázuri Ramírez CIDIAT-ULA

)

Drenaje Sub Superficial

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