Edafologa

Universidad Nacional del AltiplanoFacultad de ingeniera agrcolaEscuela Profesional de Ingeniera Agrcola

Asignatura:EdafologaTema:el movimiento del agua en el sueloDocente:Ing. Yury YamiltonHuaypaya CruzIntegrantes: Acero Acero Walter Hernn Huaman Carrasco Fabiola Bautista Ticona Giorni Chaia Pari Evelyn Isabel PUNO PER2013

DEDICATORIAEste trabajo monogrfico lo dedicamos a nuestros compaeros y a principalmente a Dios por darnos esta vida maravillosa y pertenecer a la facultad de ingeniera agrcola.Y tambin los dedicamos a nuestros padres por habernos apoyado en la realizacin de este trabajo.

INDICEA) Introduccin ---------------------------------------------------------------------------04B) Objetivos generales ------------------------------------------------------------------06C) Objetivos especficos ----------------------------------------------------------------06D) Desarrollo del tema:1. Movimiento del agua en el suelo -----------------------------------062. La causa del movimlento del agua en el suelo -----------------073. Flujo de agua en el suelo ---------------------------------------------094. Flujo estacionario bidimensional ------------------------------------105. Interflujo -------------------------------------------------------------------106. Movimiento de agua en suelos saturados------------------------107. Movimiento de agua en suelos insaturados ---------------------8. La infiltracin ----------------------------------------------------------------

Determinacin de la infiltracin del suelo 9. La conductividad hidrulica del suelo ---------------------------------

Determinacin de la conductividad hidrulica Permeabilidad 10. Mtodos indirectos de campo de laboratorio y analtico ---------E) Conclusiones -----------------------------------------------------------------------------F) Bibliografia ---------------------------------------------------------------------------------G) Anexos --------------------------------------------------------------------------------------

INTRODUCCION: Este presente trabajo monogrfico es del EL AGUA es uno de los componentes fundamentales en la productividad de los ecosistemas en general y por lo tanto de los ecosistemas agrcolas. El agua del suelo debe ser considerada como retenida en los poros del suelo a diferentes niveles de energa, y al contener energa, y al contener sustancias orgnicas e inorgnicas disueltas constituye la solucin del suelo. El estudio del agua del suelo nos permite comprender los procesos fsicos, qumicos y biolgicos del suelo, es decir desde la meteorizacin, procesos formadores, estado energtico en que se encuentra el agua, capacidad de retencin de los suelos como tambin el movimiento y disponibilidad para la planta, evaporacin y drenaje. El agua del suelo est sujeta todos niveles energticos y toda planta, para poder absorberla, necesita superar estos niveles, recordemos que la porosidad es el espacio vaco que queda en el suelo, donde el agua est disponible para las plantas. La cantidad de agua de lluvia que percola ms all del lmite inferior de la zona radical hacia el agua subterrnea depender de la cantidad de agua usada para la transpiracin por los cultivos o la vegetacin. En un tipo determinado de suelo y clima, los bosques transpiran ms agua que las tierras de pastoreo las cuales, por lo general, usan ms agua que los cultivos. El alto consumo de agua de los bosques es debido, en general, a su mayor tasa de transpiracin, al perodo ms largo de transpiracin en comparacin con el de los cultivos y a las races ms profundas que permiten la absorcin de agua desde mayores profundidades. Los cambios en el uso de la tierra pueden, por lo tanto, afectar la cantidad de agua transportada y con ello la cantidad de agua que llega al agua subterrnea. El reemplazo de los bosques con pasturas o cultivos anuales puede aumentar el drenaje profundo y de esta manera proporcionar ms flujos bsicos a las corrientes de agua. Los cambios en el manejo del suelo tambin pueden afectar la cantidad de drenaje profundo que reabastece el agua subterrnea. Viceversa, un mejoramiento del manejo del suelo y de los nutrientes conducir a una mayor produccin de grano y follaje, mayores tasas de transpiracin y, por lo tanto, a menos recarga La comprensin del ciclo hidrolgicoes esencial para el manejo eficiente del agua de lluvia y del agua del suelo. El agua ocurre no solo en forma lquida sino tambin en forma slida granizo, nieve y en forma gaseosa vapor de agua. La cantidad de agua en el mundo es constante pero el agua est continuamente cambiando de una forma a otra y se mueve a diferentes velocidades. Estas interrelaciones se muestran en forma simplificada a escala regional.

La lluvia que se infiltra integra el agua del suelo parte de la cual puede ser usada por las plantas para la transpiracin, otra parte vuelve a la atmsfera a travs de la evaporacin desde la superficie del suelo y otra -si hay suficiente infiltracin puede pasar ms abajo de la zona radical como agua subterrnea. El agua subterrnea se mueve en forma lateral y lentamente hacia el mar para completar el ciclo hidrolgico pero parte de esta en su camino filtrar hacia arroyos, ros y lagos. De esta forma el agua subterrnea mantiene el nivel del agua en los pozos y la continuidad de las corrientes de agua durante los perodos secos (conocidos como flujo de base). El agua de lluvia que escurre sobre la tierra se mueve rpidamente aguas abajo hacia los cursos de agua contribuyendo a flujos mximos que siempre son motivo de preocupacin. La escorrenta no es solamente un desperdicio del agua de lluvia que poda haber contribuido a la produccin de cultivos y a reabastecer las aguas subterrneas sino que adems, frecuentemente, causa inundaciones o daa los caminos y las tierras agrcolas, erosiona el suelo que a su vez es depositado en el curso de los ros y estanques aguas abajo. El agua subterrnea deriva del agua de lluvia que se ha infiltrado en el suelo y drenado ms abajo de la zona radical; es el agua en exceso de la cantidad necesaria para los cultivos y otra vegetacin y sobrepasa la capacidad de almacenamiento de agua del suelo. El agua subterrnea se mueve muy lentamente a travs de los materiales del subsuelo en direccin del curso de drenaje dominante. Si la parte superior de la misma, la capa fretica, no se sumerge por debajo del nivel del lecho de la corriente, el agua aparece en surgentes que alimentan las corrientes de agua y sus tributarios. Este proceso ocurre durante todo el ao y de esta manera el agua subterrnea acta como amortiguador para mantener el flujo bsico de la corriente y los niveles de agua en los pozos durante los perodos secos. En los suelos con capas de subsuelo relativamente impermeables ubicadas por debajo de capas ms o menos permeables, se pueden desarrollar capas de agua por encima del agua subterrnea debido a que son retenidas por esas capas impermeables. El agua retenida en esas capas es conocida como interflujo, se mueve lentamente en forma lateral y puede emerger en cursos de agua o en surgentes a menores elevaciones. No contribuye directamente al agua subterrnea.

OBJETIVOS: OBJETIVOS GENERALES Constituye el objetivo del estudio de movimiento de agua del suelo.OBJETIVOS ESPECIFICOS Determinacin de la infiltracin del agua. Determinacin de la conductividad hidrulica. Realizar un muestreo superficial hidrolgico del agua para determinar el suelo de la zona. Describir las principales propiedades hidrolgicas de los suelos que deben determinar y analizar los problemas de drenaje que existe en los suelos en la zona.DESARROLLO DEL TEMA:MOVIMIENTO DEL AGUA EN EL SUELO Cuando el agua de suelo est en equilibrio, el potencial total en el sistema es constante, y por lo tanto, no hay movimiento de ella en el suelo. El movimiento de agua en el suelo se da cuando las condiciones de equilibrio se rompen y se generan diferencias de potencial entre los diferentes puntos del sistema. Cuando se presentan flujo de agua en el suelo, el agua se desplaza obedeciendo a gradientes de potencial total en el mismo. Ella se desplaza desde donde esta retenida con un potencial menos negativo (mayor potencial) hacia donde se presenta un potencial ms negativo (menor potencial), cuando el t en los diferentes puntos del suelo se iguala en todos ellos, se suspende el movimiento de agua. Por ejemplo: un punto A esta ubicado a 70 cm de profundidad en el suelo y tiene una cabeza hidrulica de -0.55 m y el otro punto B, a 120 cm de profundidad tiene una cabeza hidrulica de 0.65 m, el agua en el ese suelo se mover desde el punto A hacia el punto B, es decir, en el suelo habr un flujo de agua descendente. El agua en el suelo puede moverse en forma lquida o en forma de vapor, dependiendo de la situacin de humedad que se presente en l. Mientras el suelo no est saturado ni muy seco, el agua se mueve en estado lquido y en forma de pelcula, rodeando las partculas slidas y las paredes de los poros, cuando se llega a tensiones tan altas como las de P.M.P., se pierde la continuidad en la pelcula de agua y flujo se produce en forma de vapor (kramer, 1974). Adems, el agua lquida puede moverse en el suelo cuando este presenta diferentes estados de humedad, generndose flujo saturado o flujo no saturado.

Los problemas especficos relacionados con el flujo de agua en el suelo.LA CAUSA DEL MOVIMlENTO DEL AGUA EN EL SUELO La velocidad de flujo del agua en el suelo est determinada por dos factores principales: la fuerza que acta sobre cada porcin del volumen del agua del suelo y la resistencia al flujo ofrecida por el espacio poroso del suelo. La fuerza que acta sobre el volumen del agua del suelo est representada a su vez por dos trminos: la fuerza gravitacional que hace que el agua caiga a un nivel menor y la fuerza debida a las diferencias de presin hidrosttica en diferentes puntos del sistema, existiendo la tendencia a moverse de una zona alta a una de baja presin. Si la temperatura vara a travs del sistema o si vara la concentracin de sales se afectar la presin de vapor de agua y existir un transporte de agua por difusin en la fase de vapor. Si el suelo fuera un conjunto de tubos rectos y lisos, cada uno uniforme en radio, se podra suponer que la velocidad de flujo total sera igual a la suma de las velocidades de flujo a travs de los tubos individuales. Infortunadamente, desde el punto de vista de la simplicidad fsica los poros del suelo no son uniformes ni lisos, sino altamente irregulares, tortuosos e interconectados. El flujo a travs de los poros del suelo est limitado por numerosas contracciones o "cuellos" y "calles sin salida"; por tal causa la geometra y el modelo de flujo de una muestra de suelo tpico son demasiado complicados para ser descritos detalladamente en forma microscpica y la velocidad del fluido vara entre un punto y otro, incluso dentro de un mismo tubo capilar. Por esta razn, el flujo a travs de medios porosos complejos es descrito generalmente en trminos de un sector de flujo macroscpico, que es el promedio de las velocidades microscpicas en todo el volumen del suelo. Se deja de lado el modelo detallado del flujo, y el volumen de suelo por donde fluye el agua es tratado como si fuera un medio uniforme con el flujo distribuido sobre la seccin, incluido el espacio poroso y la porcin slida. Se supone implcitamente que el volumen de suelo considerado es lo suficientemente grande en relacin con el espacio poroso y con la heterogeneidad microscpica, y permite promediar la velocidad y el potencial en la seccin del suelo.Al examinar el flujo de agua en un suelo saturado macroscpicamente uniforme se debe describir las relaciones cuantitativas entre la velocidad de flujo, las dimensiones del volumen de suelo considerado y las condiciones hidrulicas en los bordes de entrada y de salida. La Figura 1, muestra una columna de suelo horizontal a travs de la cual hay un flujo permanente de agua de izquierda a derecha, desde un estanque elevado hacia otro ms bajo; en ambos el nivel de agua es constante. La experiencia indica que la velocidad de descarga Q, siendo V el volumen que fluye a travs de la columna por unidad de tiempo, es directamente proporcional al rea de la seccin y a la cada de carga hidrulica - H, e inversamente proporcional al largo de la columna LQ = V/tproporcionalA*dH/L (Ecuacin 1) La forma habitual de determinar H es medir la carga en el borde de entrada (Hi) y en el borde de salida (Ho), en relacin a algn nivel de referencia. Obviamente no hay flujo cuando dH = 0.dH = Hi Ho (Ecuacin 2) La cada de carga por unidad de distancia en la direccin del flujo (-H/L) es la gradiente hidrulica, en realidad la fuerza que produce el flujo. La velocidad de descarga especfica Q/A o sea, el volumen de agua que fluye a travs de una seccin de rea A en el tiempo t, se llama densidad de flujo o simplemente el flujo y se indica por q.q = Q/A proporcional V/At = K * dH/L (Ecuacin 3)El factor de proporcionalidad K se conoce como conductividad hidrulica.q = K * dH/L (Ecuacin 4)Esta ecuacin es conocida comoLey de Darcy. Si el flujo no es constante (o sea si q cambia en el tiempo) o el suelo no es uniforme, la carga hidrulica puede disminuir en forma no lineal en la direccin del flujo. Cuando la gradiente de carga hidrulica o la conductividad son variables se debe considerar los valores de flujo, gradiente y conductividad locales. Por lo tanto una expresin ms generalizada de la Ley de Darcy adopta forma diferencial; para el flujo de agua saturado, en un medio poroso de tres dimensiones en forma de ecuacin diferencial: KVH es el producto de un escalar (K) por un vector (VH), por lo tanto el flujo (q) es un vector cuya direccin est determinada por VH.q = -K * VH (Ecuacin 5) La Ecuacin 5, indica que el flujo de un lquido a travs de un medio poroso ocurre en la direccin de y a una velocidad proporcional a la fuerza que acta sobre el lquido (la gradiente hidrulica) y tambin proporcional a las propiedades del medio para transmitir el lquido (la conductividad hidrulica).

FLUJO DE AGUA EN EL SUELO Con el nacimiento de la mecnica de suelos y el conocimiento de los materiales, que con esta se adquiri, ha sido posible analizar bajo un nuevo fulgor el comportamiento de las presas y de las estructuras de retencin. Fue el francs Henry Darcy quien estableci las bases para un estudio racional de los problemas prcticos acerca de la infiltracin del agua a travs de los suelos. Darcy en el siglo XIX estudi en forma experimental el flujo del agua a travs de un medio poroso y estableci la ley que se conoce con el nombre de Ley de Darcy. Dicha ley se basa en las siguientes hiptesis, que condicionan su validez: Medio continuo, es decir que los poros vacos estn intercomunicados. Medio istropo. Medio homogneo. Flujo del agua en rgimen laminar. Darcy demostr que el caudal Q es proporcional a la prdida de carga e inversamente proporcional a la longitud del lecho de arena y proporcional al rea de la seccin y a un coeficiente que depende de las caractersticas del material. De esta manera, estableci que:Q = KA(h1 h2)/L En donde K es un coeficiente que se ha denominado coeficiente de permeabilidad con unidades L/T. Esta ley es solo aplicable en la resolucin de problemas en que el flujo del agua sea laminar. Es decir, que el flujo presente un nmero de Reynolds inferior a 2000. El nmero de Reynolds es una relacin adimensional entre fuerzas de inercia y fuerzas viscosas, esta relacin establece que:R = V D / Posteriormente a Darcy, el siguiente paso fundamental en el conocimiento fue dado por Ph. Forchheimer, quien demostr que la funcin carga hidrulica que gobierna un flujo en un medio poroso es una funcin armnica, es decir, que satisface la ecuacin de Laplace. Forchheimer desarroll a principios del siglo XX, las bases para el mtodo grfico que hoy se conoce con el nombre de mtodo de las redes de flujo, que sigue siendo el arma ms sencilla y poderosa de que el ingeniero dispone para la resolucin prctica de los problemas que involucren el flujo de agua en suelos. El mtodo de las redes de flujo, que es una solucin grfica de la ecuacin de Laplace, fue popularizado a partir de 1937 y desde entonces se ha transformado en el procedimiento normal de trabajo para todos los ingenieros.FLUJO BIDIMENSIONAL Esta es la ecuacion general o ecuacion de laplace, para el plano, segn la cual se reacciona de los liquidos en medios porosos. En general el flujo de agua a travez del suelo es tridimensional. Consideremos un elemento del suelo en el plano en que el flujo atravez de el sea bidimensional. Laplace y el flujo bidimensionalConsidrese una regin de flujo bidimensional referida a un sistema coordenado ortogonal (x, y) y sea h= f(x, y) una funcin en la regin, representada por una superficie en el es en el espacio ortogonal (h, x, y); considrese que el plano (x, y) est cuadriculado horizontal y verticalmente por lneas rectas que formen cuadrados de lado x=y=a. En cada nodo de tal cuadrcula h, tiene un cierto valor que puede imaginarse representado por el segmento ortogonal a escala dirigido hacia arriba o hacia abajo segn el signo de h; los extremos de estos segmentos estarn alojados en la superficie h= f(x, y). En estos flujos, los principios bsicos con que se resuelven los problemas unidimensionales no bastan. Para ello se recurre al concepto de red de flujo.INTERFLUJO Como los horizontes adaficos tienen diferentes niveles de conductividad hidraulica no toda el agua del suelo desciende hasta convertirse en agua subterranea el agua residual del suelo se desplaza en los diferentes horizontes paralelamente a la superficie del terreno. El interrflujo aflora por lo general junto a la parte mas baja de las pendientes y en el fondo de los valles.MOVIMIENTO DE AGUA EN SUELOS SATURADOS

La ley de Darcy dice que:

El volumen de agua (V) que atraviesa una columna de suelo saturado en el tiempo (t), (es decir el caudal Q) es funcin del rea de dicha columna (A), el gradiente hidrulico (i) y una constante (K) denominada conductividad hidrulica o coeficiente de permeabilidad de Darcy.

El signo negativo indica la direccin en que disminuye el gradiente hidrulico, es decir la direccin en que se produce el movimiento.

MOVIMIENTO DE AGUA EN SUELOS INSATURADOS

El movimiento del agua en suelos insaturados interesa para conocer la relacin suelo, agua, planta, el movimiento del agua en la zona radicular, el almacenaje del agua, evaporacin y la percolacin profunda.

Los procesos de flujo en suelos insaturados son complicados y difciles de describir en trminos cuantitativos, dado que en ellos se producen cambios en el estado energtico durante el movimiento. Los cambios involucran variacin en el contenido hdrico, succin matriz y conductividad hidrulica.

A medida que el agua se va moviendo hay cambios en el contenido hdrico y en la Succin matriz de un punto con respecto a otros, por lo tanto tambin hay variaciones en el HT.

En suelos insaturados tambin rige la ley de Darcy, con la diferencia de que la conductividad hidrulica (K) no es constante sino variable. A medida que el suelo se va secando la conductividad hidrulica es menor y menor es la pendiente de la recta (grfico de velocidad vs gradiente hidrulico) (Figura 9).

LA INFILTRACION Es la propiedad que evala la velocidad de entrada del agua en el suelo. Es un parmetro crtico cuando se estn haciendo diseos de riego, pues ella define cuanto tiempo debe permanecer el agua sobre la superficie del suelo para que haya un adecuado humedecimiento, si se trata del riego superficial, o limita los caudales de aplicacin en sistemas de aspersin.Infiltracin instantnea: Es la infiltracin que se produce en el perfil del suelo en un momento determinado.Infiltracin acumulada: Se representa en terminas de lmina de agua en funcin del tiempo. La curva es continua, tal como est representada, cuando el suelo es homogneo.

2.1 Factores que afectan la infiltracin: La velocidad con la que pasa el agua del exterior al interior del suelo depende de varios factores como: El contenido de humedad que presenta el suelo al momento de hacer la evaluacin: a mayor contenido de humedad, menor ser la velocidad de infiltracin. La permeabilidad del suelo: la calidad del arreglo fsico del suelo facilita o dificulta el movimiento de agua dentro de l, aumentando o disminuyendo, respectivamente la velocidad con la cual el suelo puede recibir nuevas cantidades de agua. La cantidad y tipo de coloides: si el suelo hay contenidos considerables de coloides expansibles, a medida que el suelo se va humedeciendo se va reduciendo el tamao de los poros, aumentando la friccin del agua en ellos y por lo tanto aumentando la dificultad para su movimiento, lo cual reduce a su vez la infiltracin. El tipo de poros: si en el suelo predominan los poros finos. La infiltracin ser baja, este tipo de poros puede estar relacionado con texturas finas y/o poco desarrollo estructural, as con problemas de compactacin. La homogeneidad del perfil del suelo. En suelos de perfil homogneo se presentan una alta continuidad en el espacio poroso, la cual facilita el movimiento del agua y su infiltracin, cuando hay contrastes texturales y estructurales en el interior del suelo, estos pueden generar interrupciones en los poros, o reducciones drsticas en el tamao de ellos que desaceleran el flujo de agua y la infiltracin. Las condiciones superficiales del suelo: la presencia del sellamiento y/o encostramiento superficial del suelo reduce su infiltracin. La presencia de materiales hidrofbicos en el suelo: la velocidad de infiltracin se ve menguada en la medida que se presenten en los suelos materiales repelentes al agua. El tiempo que dure el suministro de agua al suelo, sea por riego o por la lluvia. 2.2 Determinacin de la infiltracin del sueloEl mtodo ms utilizado para evaluar la infiltracin en el suelo es el llamado de los anillos infiltrometros; consiste en colocar en el suelo, en forma concntrica, dos anillos de lmina de hierro y medir la cantidad de agua que penetra en el suelo por unidad de tiempo. 2.3Ejemplo de la infiltracin una vez seleccionado el sitio para la prueba en el campo, se introducen los cilindros verticalmente en el suelo, de modo que penetren 15 cm en el, tratando que queden puestos en forma concntrica. Se coloca un plstico en el cilindro interior que pueda admitir una columna de agua de 12 cm de altura y se coloca esta cantidad de agua; seguidamente se instala la escala de medida en uno de los bordes del cilindro, con graduacin en cm. Se coloca agua en el espacio entre el cilindro exterior y el interior y se deje que penetre durante 3 minutos. Al cabo del tiempo estipulado en el punto anterior, se retira el plstico del cilindro interior y se empieza a contabilizar el tiempo para la prueba. Al minuto de iniciada la penetracin de agua en el cilindro interno, se hace la primera lectura en la escala para establecer cuanto bajo la lmina de agua. En adelante, se continan haciendo lecturas de tiempo y de descenso de la columna de agua en el cilindro interno, espaciando los intervalos de tiempo a medida que transcurre la prueba y teniendo la precaucin de no dejar que la columna de baje de 7 cm; cuando llegue a este punto, se repone el agua hasta completar los 12 cm iniciales. Las lecturas de tiempo y entrada de agua se realizan hasta que el agua entre una velocidad ms o menos constante en el suelo (dependiendo del suelo pueda tardar hasta ms de 4 horas); las medicin de que van haciendo se puedan consignar en un formulario. LA CONDUCTIVIDAD HIDRULICA DEL SUELO Esta cualidad es la que define las posibilidades que tiene el agua de moverse dentro del suelo; la propiedad que se mide para evaluar dicha posibilidad se conoce como conductividad hidrulica del suelo y se representa como ks o simplemente k; por su definicin, es una cualidad que se relaciona estrechamente con el drenaje del suelo. La conductividad hidrulica del suelo es fuertemente dependiente de su contenido de humedad y puede disminuir varios rdenes de magnitud al pasar del estado de saturacin a punto de marchitez permanente. La conductividad hidrulica del suelo es mxima cuando est saturado, pues todos los poros estn llenos con agua y actan como conductores ; adems, a mayor tamao de los poros, mayor es la conductividad, por lo cual es una propiedad que depende fuertemente de la estructura, la textura y la composicin mineralgica de las arcillas. Determinacin de la conductividad hidrulica saturada La conductividad hidrulica del suelo se determina, en laboratorio, midiendo el tiempo que gasta en pasar un volumen determinado de agua a travs de una columna de l, saturado con agua; para hacer esta prueba se utilizan los permemetros, los cuales pueden ser de cabeza constante y de cabeza variable. Para llevar a cabo la determinacin, lo ms recomendable es tomar muestras, sin disturbar en sentido vertical y replicadas por lo menos cuatro veces; pueden fabricarse los cilindros con tubera de PVC o metal segn la dureza del suelo, de 20 a 30 cm de altura y de 10 o 12 cm de dimetro se les debe de biselar uno de los bordes para facilitar su penetracin en el suelo; a unos 4 o 5 cm del borde no biselado hacer dos perforaciones enfrentadas, pegando en ellas un tubito al cual se puedan adherir sendas mangueras, una para entrada y la otra para salida de agua para poder mantener el nivel del agua constante. Ejemplo de la conductividad hidraulica Los procedimientos a seguir: Tomar las muestras en campo con cilindros que no las disturben, hasta la altura deseada. En la parte inferior del cilindro se coloca una malla fina y se pone a saturar la muestra. Se coloca el cilindro con el suelo saturado en un soporte; debajo del cilindro se coloca un recipiente graduado para recoger el agua que pase a traves del suelo, se coloca la manguera que abastecera el agua y se empieza a adicionar esta hasta que se alcance el nivel constante; observar que el caudal que se esta aplicando para no sobrepasar el njivel que porveen los orificios en el cilindro. Cuando se alcasnce el nivel constante, se empieza a contabilizar el tiempo se anota el volumen del agua que se ha recogido; estas observaciones se hacen hast que la velocidad de paso del agua a traves de la columna del suelo sea mas o menos constante. Al finalizar las observaciones anteriores, se calcula la conductividad hidraulicam,ediante la formula. PERMEABILIDAD

La permeabilidades aquella cualidad del suelo que permite la circulacin de agua y de aire. Ejerce unagran influencia enla penetracin de las races, grado de absorcin de agua, drenaje interno, as como la infiltracin de los llamados solutos (tales como nutrimentos y contaminantes). Dicha caractersticadepende detanto de laspropiedades del perfil del suelo como de la posicin topogrfica del mismo. En el segundo caso, por ejemplo, pueden darse zonas netamente exportadoras (vertientes montaosas, posiciones elevadas en una ladera), irremediasy colectoras de la escorrenta superficial (partes bajas de cuencas cerradas endorreicas o cercanas del nivel del mar).Para determinar la permeabilidad

Se considera individualmente,a cada horizonteo capa en un suelo, ya que por lo general, en cada unadeellas varia dicha propiedad. En unperfil de suelos, la capa de permeabilidad ms lenta es la que controla el movimiento de aire y agua. En general la capa de penetracin lenta se encuentra en el subsuelo, siendolos mejores indicadoresde la permeabilidadla estructura y el color del subsuelo.Para propsitos generalesla permeabilidad se puede clasificar en cuatro categoras bsicas.

Permeabilidad lenta.- En este caso, el movimiento de agua es tan lento que no permite la penetracin eficiente del aire. Estos suelos no se adaptan al crecimiento de muchos cultivos, debido a que sufren largos periodos con exceso de agua en pocas de lluvia, y hasta puede suceder que en la poca de sequa las plantas sufran como consecuencia de que no almacenaron suficiente humedad para permitir su adecuado crecimiento.

Permeabilidad moderada.- staes la condicin ms favorable para el movimiento del agua y del aire.El suelo y el subsuelo tienen un color brillante, de rojo a negro, uniforme(no aparecen moteados), por lo menos en los primeros75 centmetrosde su perfil. Esta es la condicin ideal y se encuentra, segn la clasificacin por capacidad de uso del suelo,en la primera clase, es decir, en los terrenos considerados ms aptos para ser cultivados.

Permeabilidad rpida.- La permeabilidad es rpida en aquellos suelos que tienen una condicin arenosa en todas sus capas y horizontes. El agua y el aire se mueven un poco ms rpido de lo conveniente yno retienen humedad cuando se drena el aguagravitacional. Esta condicin de los suelos detexturas gruesaslos hace ridos. Se conocen porque tienen un subsuelo brillante y uniforme y hasta de un color rojo marrn. En ellos el agua se mueve con rapidez llevndose los solutos como nutrimentos y contaminantes.

Permeabilidad muy rpida.- La permeabilidad es muy rpida en aquellos suelos que son arenas sueltas y resultamuy arriesgado usarlos para fines agrcolas,debido a la poca capacidad que presentan para retener el agua.TENSION SUPERFICIAL 7.1. Coeficiente de tensin superficial Es un hecho generalmente aceptado en la actualidad que cuando la superficie de un lquido est en contacto con un material diferente se producen esfuerzos en esa superficie, a causa de la atraccin entre las molculas vecinas de los dos elementos diferentes. Aqu hablaremos especficamente del contacto entre el agua y las partculas de suelo y el agua y el aire. La atraccin entre las molculas vecinas de las sustancias distintas en contacto pueden medirse por el coeficiente de tensin superficial, que resulta ser una propiedad caracterstica de cada sustancia.7.2. Agua capilar Es aquella que se eleva sobre el nivel de agua libre gravitacional, es decir por encima del nivel en el cual la presin es igual a la atmosfrica, hasta la zona de aireacin o no saturada. El comportamiento del agua capilar esta influido por una serie de factores tales como la textura, estructura, movimiento del N.F, entre otros.7.2.1. Esfuerzo por ascenso En las condiciones reales del terreno, la lluvia, la evapotranspiracin y el ascenso capilar desde la superficie fretica, son los procesos transitorios externos que comnmente regulan el movimiento del agua y el grado de aereacin de la zona no saturada. Cuando se presenta la ascensin capilar, debido a la presin de agua fretica en la masa del suelo, hay que observar que en la zona de saturacin por capilaridad la presin intergranular se incrementa debido al efecto negativo que la capilaridad produce en la presin del poro.10.-MTODOS DIRECTOS DE CAMPO Y LABORATORIO10.1. Permemetro de carga constante Ofrece el mtodo ms simple para determinar el coeficiente de permeabilidad de ese suelo. Una muestra de suelo de rea transversal A y longitud L conocidas, confinadas en un tubo, se somete a una carga hidrulica h. El agua fluye a travs de la muestra, midindose la cantidad (en cm) que pasa en un tiempo t. El gradiente hidrulico permanece constante a lo largo de todo el periodo del ensayo. Los niveles de agua superior e inferior se mantienen constante por desborde, con lo cual h permanece constante, pues depende solamente de esa diferencia de niveles. La cantidad de agua que pasa se recoge en una bureta graduada.Conocidos losvalores Q, h, L, A, se calcula el coeficiente de permeabilidad. El inconveniente del permemetro es que, en suelos poco permeables, el tiempo de prueba se hace tan largo que deja de ser prctico usando gradientes hidrulicos razonables, adems de tener una incidencia muy importante en los resultados los fenmenos de evaporacin.11.2. Permemetro de carga variableEn este tipo de permemetro se mide la cantidad de agua que atraviesa una muestra de suelo, por diferencia de niveles en un tubo alimentador.12.-MTODOS INDIRECTOS DE CAMPO DE LABORATORIO Y ANALTICO Mtodo del surco: Se hace un canal en el suelo y se mide el caudal de agua que entra en un punto 1 y el caudal de agua que sale por otro punto2.Conociendo la longitud del canal y el tiempo que demora el agua en pasar del punto1 al 2 es posible conocerla infiltracin por diferencia de caudales.

Mtodo del doble anillo: Es el ms utilizado. Consiste en enterrar dos cilindros, de distintos dimetros uno dentro del otro, en los primeros 5-10 cm de suelo. El cilindro externo de 50 cm de dimetro y el externo de 30cm en el cilindro central se coloca una regla para medir la lmina (Figura 14)

Entre los dos cilindros se coloca agua para garantizar que el agua que se mueve en el cilindro central sea vertical nicamente. La funcin del cilindro externo es favorecer ese movimiento vertical por eso se llama cilindro buffer y la funcin del cilindro central es conocer el volumen de agua que se infiltra en un tiempo conocido.

CONCLUSIONES Aunque el flujo de agua en los ros es inagotable, los emplazamientos en donde se pueden construir centrales hidroelctricas en buenas condiciones econmicas son limitados. Por otro lado, ha aumentado la sensibilidad ante los efectos medio ambientales de las represas de los ros. Esto, unido a los elevados costes de transporte de electricidad a largas distancias explica el retroceso de esta energa primaria en trminos relativos. nicamente, en los pases ms desarrollados, la explotacin elctrica de los recursos hidrulicos ha alcanzado un gran nivel. Por el contrario, en la parte del planeta ocupada por los pases en vas de desarrollo, su explotacin es an embrionaria, debido a las fuertes inversiones de capital requeridas.BIBLIOGRAFIA: FOTH,H.D.1986.Fundamentosdelacienciadel suelo www.lacienciadelsuelo.com//UNAM Grassi, C. 1988. Diseo y operacin del riego por superficie. CIDIAT, Mrida, Venezuela. Romero, N. 1995. Desarrollo y aplicacin de un modelo matemtico para simular el movimiento en el suelo del agua infiltrada desde un canal. Tesis de Maestra. Universidad Nacional Autnoma de Mxico, Mxico.

ANEXOS:

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