drenaje sub superficial

Luis Rzuri RamrezCIDIAT-ULA

DRENAJE SUBSUPERFICIALDRENAJE SUBSUPERFICIAL


OBJETO: Evacuacin de los excesos de agua

FINALIDAD: Proporcionar a los cultivos un ambiente adecuado para su normal desarrollo

LOCALIZACIN: Superficial Interno o subsuperficial

DRENAJE SUPERFICIAL: Es la remocin del exceso de agua sobre la superficie del terreno

DRENAJE SUBSUPERFICIAL: Es la evacuacin de los excesos de agua acumulados en el perfil del suelo

DRENAJEDRENAJE


DIAGNSTICO GENERAL DEL PROBLEMA DE DRENAJE


CAUSAS DEL PROBLEMA

Precipitacin Inundaciones Limitaciones Topogrficas Limitaciones Edficas

JERARQUIZACIN DE LAS CAUSAS PRINCIPALES DEL MAL DRENAJE

Topografa Suelos Precipitacin Inundaciones o desbordamientos


CONSECUENCIAS DEL PROBLEMA

Daos a los cultivos

Clase de cultivo Duracin de la inundacin Estado de desarrollo del cultivo


DRENAJE SUBSUPERFICIAL

INTRODUCCION

9 El problema de drenaje bsicamente es un problema de evacuacievacuacin de agua de los terrenos.n de agua de los terrenos.

9 La evacuacin puede ser superficial y/o subterrsuperficial y/o subterrneanea.

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

Solucin del problema especificado requiere de la FormulaciFormulacin e Implementacin e Implementacin de un Disen de un Diseo de o de IngenierIngenieraa


La cadena de eventos o prerequisitos que lleve a la fase finalfase final de la formulacin e implementacin descansan en una slida concepcin del flujo en un medio poroso.flujo en un medio poroso.

En este contexto se debe satisfacer las necesidades para una clara clara definicidefinicin del problema de drenaje,n del problema de drenaje, a travs de:

Macro y microcaracterizacin 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 solucin a las ecuaciones que analticamente, grficamente o analgicamente representan el problema.


PROPIEDADES DEL FLUIDO Y DEL MEDIO POROSOPROPIEDADES DEL FLUIDO Y DEL MEDIO POROSO

En la IngenierIngeniera del Drenaje, a del Drenaje, se conjugan dos puntos de vista que tiende a dar una concepcin ms integral al estudio del movimiento del agua en un medio poroso.

> ConcepciConcepcin de Ingeniern de Ingenieraa: Esquemas hidrolgicos e hidrulicos, basados solamente en principios puramente mecnicos

> ConcepciConcepcin Agrn Agrcolacola: Enfoque de los suelos analizados a travs de sus propiedades fsicas y qumicas vinculadas a la produccin


PROPIEDADES IMPORTANTES DEL AGUA PROPIEDADES IMPORTANTES DEL AGUA

Vinculadas al aspecto hidrodinmico: densidad, peso especifico, viscosidad, compresibilidad, tensin superficial, mdulo de elasticidad.

Relacionadas al aspecto agrcola: concentracin salina (cantidad y calidad), la interaccin con las partes coloidales del medio, su temperatura y otros.


PROPIEDADES IMPORTANTES DEL MEDIO POROSOPROPIEDADES IMPORTANTES DEL MEDIO POROSO

Descripcin estadstica

Distribucin por tamao de las partculas

Correspondiente distribucin por tamao de poros.

Porosidad

Parmetros asociados con la retencin, el almacenamiento

y liberacin del agua

Estructura y cobertura.

Superficie o rea especfica

Compresibilidad, etc.


Es muy importante comprender de que el fenEs muy importante comprender de que el fenmeno meno del movimiento del agua en el suelo del movimiento del agua en el suelo no es no es meramente un fenmeramente un fenmeno hidrodinmeno hidrodinmico frimico fri,, sino sino con con l, van asociados una serie de otros, no l, van asociados una serie de otros, no necesariamente gobernados por las leyes necesariamente gobernados por las leyes mecmecnicas, y que son muy importantes al Ingeniero nicas, y que son muy importantes al Ingeniero para su mejor interpretacipara su mejor interpretacin.n.


EL MEDIOEL MEDIO

La definicin del problema de agua subterrnea, as como la formulacin de su solucin requieren de una clara clara identificaciidentificacin del n del mediomedio o o sistemasistema en donde se desarrolla el proceso.

Desde este punto de vista, el Desde este punto de vista, el acuacuferofero define define al medioal medio

Comparativamente hablando con relacicon relacin al aspecto n al aspecto hidrogeolhidrogeolgicogico, en drenaje subterrneo se ven comprometidos los acuacuferos superficiales o relativamente superficialesferos superficiales o relativamente superficiales, ms que los profundos; sin embargo, estos ltimos no necesariamente dejan de tener efecto sobre los primeros.


Acuferos libres o no confinados

TIPOS DE ACUTIPOS DE ACUFEROSFEROS


TIPOS DE ACUIFEROS

Acuferos confinados

K= 0


TIPOS DE ACUIFEROS

Acuferos semiconfinados


TIPOS DE ACUIFEROS

Acuferos semilibres

K< K


ASPECTOS HIDROGEOLOGICOS RELACIONADOS

AL DRENAJE

Es necesario enfatizar la importancia que tiene el enfoque hidrogeolgico en el contexto de la discriminacin adecuada del medio para resolver el problema de drenaje.

Es un error garrafal, el considerar un problema de drenaje dentro de un acufero libre simplemente, e ignorar los efectos que tienen otros acuferos inferiores.

Debe darse cierto nfasis a los acuacuferos semiconfinadosferos semiconfinados y a la mecmecnica del movimiento del aguanica del movimiento del agua hacia ellos y fuera de ellos.

La importancia de stos acuferos reside en los efectos que causan a los acuferos superiores vecinos, llegando a modificar sustancialmente la naturaleza de la recarga, tanto en cantidad como en direccin.


CARACTERISTERIZACIN DEL MEDIO ACUFERO

La caracterizacin del medio en el cual se desarrolla el flujo de agua subterrnea, plantea dos aspectos:

Discretizacin y cuantificacin de las propiedades hidrulicas delos materiales que lo constituyen.

Delimitacin de sus dominios o condiciones lmites o de frontera.


Caracterizacin de las propiedades hidrulicas del medio estn definidas por constantes del suelo o de formaciconstantes del suelo o de formacinn,, llamadas tambin constantes hidrogeolconstantes hidrogeolgicasgicas..

Desde el punto de vista del drenaje se tienen:Desde el punto de vista del drenaje se tienen:

Mayor importancia

Conductividad hidrulica Espacio poroso drenable




El particular aspecto de la persistencia de la conductividad hidrconductividad hidrulicaulica en el conjunto acufero total, as como de variabilidad de sta con relacin a la direccin de las lneas de corriente, homogeneidad, isotropicidad y anisotropicidad, ayudan a caracterizar adecuadamente el medio.

Secundarias

Transmisividad Resistencia vertical Factor de fuga


CONDUCTIVIDAD HIDRALICA

Capacidad del medio poroso para trasmitir el agua a travs de si mismo, llamada tambin constante de transmisiconstante de transmisin.n.

Depende de las caractersticas de fluido y del medio poroso, diferencindose del trmino permeabilidad que depende exclusivamente de las propiedades del medio poroso

Cuantitativamente se define como la cantidad de flujo por unidad de rea de seccin, bajo la influencia de un gradiente unitario.

Dimensiones: L3 / T.L2 L / T


Acuferos buenos1 105 m /da

Acuferos pobres10 -4 - 1 m/da

Acuiclusa< 10 -4 m/da 10-6


TRANSMISIVIDAD

9 Producto de la conductividad hidrulica por el espesor del acufero, considerando el flujo bsicamente horizontal. T = K . DT = K . D

9 La transmisividad y la conductividad hidrulica son los dos parmetros que definen la capacidad de transmitir agua en un acucapacidad de transmitir agua en un acufero.fero.

9Definicin:Es la descarga bajo un gradiente hidrEs la descarga bajo un gradiente hidrulico unitario a travulico unitario a travs de s de

una secciuna seccin transversal de ancho unitario sobre el espesor total n transversal de ancho unitario sobre el espesor total del acudel acufero.fero.

9 Dimensiones: L3 / T.L L2 / T (m2 / da)


9 Segn Mogg (1967)Valores encontrados en el campo: 12,4 - 12400 m3/da m

T < 12,4 m3/da - m: Improductivos; son como para satisfacer uso

domstico

T > 12,4 m3/da - m: De inters ( pozos de uso intensivo)

Si la formacin acufera 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

iiT

1


Definicin:

Volumen de agua liberado o almacenado por unidad de rea superficial del acufero, por unidad de cambio en el componente de carga piezomtrica normal a esta superficie.

Espacio poroso drenable, Porosidad efectiva, ProducciEspacio poroso drenable, Porosidad efectiva, Produccin n especespecfica, Coeficiente de almacenamiento ( )fica, Coeficiente de almacenamiento ( )


Desde el punto de vista hidrogeolgico:

El espacio poroso drenable, porosidad drenable, porosidad efectiva y produccin especfica () se consideran prcticamente lo mismo y aplicables a acuacuferos libresferos libres, en los cuales los efectos de la elasticidad del material poroso del acufero, as como el del fluido son prcticamente despreciables.Definicin 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, porunidad de depresin de la tabla de agua.

'" ddh

Hh

==


El coeficiente de almacenamiento (S) es referido a acuacuferos feros confinadosconfinados y depende de la elasticidad del acufero y del fluido.

10-6 < S < 10-4

Retencin Especfica (Sr)

Es complementario al trmino produccin especfica y sinnimos

+=

swc EE

DgS 11

Se define como la cantidad de agua retenida, contra la gravedad,por la fuerza de retencin de los poros pequeos cuando la tabla de agua es deprimida. Su valor es complementario al de la produccin especfica y como tal es adimensional. =+ Sr


Perfil de humedad, porosidad efectiva y retenciPerfil de humedad, porosidad efectiva y retencin n especespecficafica


RelaciRelacin porosidad total (n porosidad total (), retenci), retencin especn especfica (fica (SrSr) y ) y producciproduccin especn especfica (fica () en material de ) en material de aluvialuvinn


Resistencia Hidrulica o Resistencia Vertical (c)

Es tambin llamada la recproca del factor de fuga o drenancia; es la resistencia que se opone al flujo verticalflujo vertical, es una propiedad especfica de los acuacuferos semiconfinadosferos semiconfinados.

Es definida como la relacin del espesor saturado de la capa semipermeable y la conductividad hidrulica vertical

Caracteriza la resistencia de la capa semiconfinante a la fuga o drenancia hacia arriba o hacia abajo desde el acufero o hacia el acufero.

Tiene dimensionalmente la concepcin de tiempo (T) y generalmente se expresa en das. En el caso extremo de que c = el acufero es confinado

'vK

'D

'

'

vKDc=


Resistencia Hidrulica o Resistencia Vertical (c)


Resistencia HidrResistencia Hidrulica o Resistencia Vertical (c)ulica o Resistencia Vertical (c)


Reglas que gobiernan la esttica del agua en el suelo son las mismas que rigen en el equilibrio esttico del agua en un largo recipiente:

ESTATICA DEL AGUA EN EL MEDIO POROSOESTATICA DEL AGUA EN EL MEDIO POROSO

Define una concepcin instantnea del equilibrio de fuerzas y factores asociados en el perfil del sistema.

Fundamentalmente a nivel de la zona de transicin entre la saturacin y no saturacin del medio poroso, es decir en la tabla de aguatabla de agua

La particular situaciLa particular situacin estn esttica no existe como tal, y la concepcitica no existe como tal, y la concepcin a n a definir es una abstraccidefinir es una abstraccin puntual en el tiempo, dentro del fenn puntual en el tiempo, dentro del fenmeno meno dindinmico que ocurre en la naturalezamico que ocurre en la naturaleza


Al realizar una perforacin sobre un terreno en el cual se espera encontrar agua subterrnea, se tendr una sucesin de condiciones en el sistema agua sistema agua suelo suelo aireaire, que se puede analizar desde varios puntos de vista, conforme se progrese en la perforacin vertical.

Contenido de humedad Distribucin de presiones Direcciones de movimiento

Fuerzas gravitacionales debidas al peso del cuerpo o gravitacionales.

Fuerzas superficiales debido a la fuerza de presin normal a

la pared limitante del cuerpo fluido.

Esfuerzo cortante es nulo debido a la estaticidad del fluido.


Es la primera zona encontrada en el desarrollo vertical.

El contenido de humedad ir incrementndose a medida que se avanza hacia el lmite superior del cuerpo acufero ( nivel fre( nivel fretico)tico)

Es importante resaltar la estrecha vinculacin de esta zona y su comportamiento con los fenmenos que se generan en los horizontes saturados inferiores (Figura)

La condicin de humedad se genera cuando no hay recarga vertical descendente, asumindose que la tabla de agua se encuentra en equilibrio entre la evaporacin o evapotranspiracin y el abastecimiento capilar desde la tabla de agua.

La situacin anterior predispone a asumir un movimiento vertical ascendente en condiciones no saturadas, capilar, una direccin de migracin de agua hacia arriba; y un esquema de presiones presiones negativas o succionesnegativas o succiones dependientes de la posicin relativa de la tabla de agua; ms cercana menor succin.

ZONA NO SATURADAZONA NO SATURADA


Avanzando la perforacin se alcanza una zona bien definida respecto a contenido de agua; esta es la superficie fresuperficie fretica o tabla de aguatica o tabla de aguay antes de ella una zona intermedia entre saturada y no saturadadenominada orla o franja capilar.orla o franja capilar.

Superficie freSuperficie fretica o tabla de aguatica o tabla de aguaSe considera la zona de transicin 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 presin igual a la presipresin atmosfn atmosfrica.rica.

Por debajo de la tabla de agua el contenido de humedad permanece a saturacin y prcticamente constante.

Los valores de presin aumentan linealmente con la profundidad debajo de la tabla (Figuras).

Zona saturada o del agua subterrZona saturada o del agua subterrneanea


Diagrama de presiones en el perfilDiagrama de presiones en el perfil


DistribuciDistribucin de presiones por encima y debajo de la n de presiones por encima y debajo de la tabla de aguatabla de agua


Orla o Franja capilarOrla o Franja capilarEn un suelo en condiciones no saturadas el grado de saturacin decrece con la altura por encima de la tabla de agua.

En muchos casos de inters, inmediatamente encima de la tabla de agua existe una zona que est saturada con agua o prcticamente saturada.

Por encima de esta franja existe una marcada cada en el contenido de agua con una relativa elevacin de la presin o succin capilar. Esta zona contiene la mayora de agua presente en la zona de aireacin.

La altura en donde ocurre el cambio significativo se le denomina carga capilar carga capilar crcrticatica y se le denota como hhcccc (Figura)

El agua en la franja capilar est en movimiento, excepto cuando se tiene un nivel fretico perfectamente horizontal. Cuando la tabla de agua o nivel fretico se mueve, la orla capilar se mueve con ella.

Si la tabla de agua se eleva rpidamente, 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 depresin de la tabla de agua. Esta puede caer rpidamente, mientras el suelo drena lentamente, hasta que la orla se restablezca.


La energLa energa potencial en el agua subterra potencial en el agua subterrnea nea estestticatica

EnergEnerga potencial o la capacidad latente de realizar a potencial o la capacidad latente de realizar trabajo en el medio: posicitrabajo en el medio: posicin y presin y presinn

Carga piezomCarga piezomtricatrica

Carga de agua dulce en el agua subterrCarga de agua dulce en el agua subterrnea salinanea salina

Se ha mencionado anteriormente que la situacin esttica no existe como tal en la naturaleza del perfil del sistema agua-suelo-aire y que dicha concepcin se utiliza por la facilidad que presta al anlisis de una serie de fenmenos que son ms claramente comprendidos si detenemos el fenmeno dinmico del flujo del agua en un punto del tiempo.


LEYES FUNDAMENTALES DEL FLUJO EN MEDIOS POROSOS

9 Ley de Conservacin de Energa9 Ley de Resistencia Lineal o Ley de Darcy9Ley de Continuidad9 Ley de Conservacin de Masas

La combinacin de estas leyes, dentro de ciertos marcos lmites, establecen las ecuaciones generales de flujo que vienen a ser la expresin analtica del fenmeno.



Ley de ConservaciLey de Conservacin de Energn de Energaa

Establece que ninguna forma de energa puede ser creada o destruida en un sistema cerrado.

Esta ley queda perfectamente definida por la ecuacin de Bernoulli.

El enfoque de esta ecuacin desde el punto de vista del flujo del agua en un medio porosomedio poroso es anlogo al planteamiento del movimiento del fluido en conductos abiertos, conductos abiertos, con las asunciones y suposiciones que se comentarn ms adelante

Dos son las formas de energa que interviene en el movimiento de un fluido: energenerga cina cintica y energtica y energa potenciala potencial

Lhgvpz

gvpz +++=++

22

222

2

211

1



Ley de la Resistencia LinealLey de la Resistencia Lineal

Se ha establecido que el flujo del agua a travs de un medio poroso genera una prdida de energa y que dicha prdida 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 energa consumida entre la distancia de desplazamiento, se obtiene la prdida unitaria o por unidad de longitud, conocida como gradiente hidrgradiente hidrulico.ulico.

iLhL =

Descarga especDescarga especficafica: Q/A = q = v

Flujo Laminar; Ley experimental; nivel macroscpico; energa cintica; carga impulsora; fuerza impulsora; velocidad real.


ECUACIONES BASICAS DEL FLUJO DE AGUA ECUACIONES BASICAS DEL FLUJO DE AGUA DE LA ZONA SATURADADE 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 fsico todos los sistemas de fluidos se extienden necesariamente en tres direcciones, y su anlisis llega a ser mucho ms 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 distribucin de velocidad vara con dos de las coordenadas y es independiente de la tercera; p.e. drenes, pozo, (flujo radial)

Para la solucin de problemas de flujo bi o tridimensional debe combinarse la ley de Darcy con la ecuacin de continuidad.

La ecuacin bsica del flujo resultante, es una ecuacin en derivadas parciales llamada EcuaciEcuacin de Laplacen de Laplace



EcuaciEcuacin de Laplace para flujo en rn de Laplace para flujo en rgimen permanentegimen permanente

022

2

2

2

2

=+

+

zh

yh

xh

La ecuacin es vlida para diferentes tipos de flujo saturado. Para un problema de flujo particular, solamente podr resolverse si se conoce lo que sucede en los lmites de la zona de flujo.

Entonces para resolver un problema particular, deber definirse las condiciones de lcondiciones de lmite o bordemite o borde. Estas pueden ser expresiones de la carga hidrulica o las condiciones de entrada y salida, o que un lmite sea una lnea de corriente.



En el flujo de drenaje surgen complicaciones por el hecho de quela zona de flujo generalmente est limitada por la superficie fretica , cuya forma es desconocida. Por lo tanto se han introducido suposicionessuposiciones que simplifiquen y den lugar a soluciones aproximadas siendo la exactitud de estas soluciones la suficiente para fines prcticos.

Para la solucin de problemas de flujo en rgimen variable, las condiciones de lmite debern especificarse en funcin del tiempotiempo, y deber darse el estado del flujo en el tiempo t = 0t = 0, en cada punto de la regin de flujo. Estas condiciones se llaman condiciones iniciales.



Suposiciones de Suposiciones de DupuitDupuit ForchheimerForchheimer

En los estudios de movimiento de agua fretica, 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 atmsfera, por lo que es una lnea de corriente a lo largo de la cual la presin es la atmosfrica.

Los problemas de flujo en la superficie libre son difciles de resolver a causas de las condiciones de lmite, que no son lineales.

Un anlisis de tales problemas basados nicamente en las ecuaciones de DarcyDarcy y LaplaceLaplace conducen a soluciones complejas. Sin embargo, no es siempre deseable una solucin matemtica exacta, cuando se considera la condicin aproximada de las ecuaciones diferenciales, de las condicionesde lmite, de la suposicin de homogeneidad, isotropa y de las condiciones de recarga por lluvia o riego. Por eso se han desarrollado mtodos aproximados de solucin, derivados de la hidrulica.



Suposiciones de Suposiciones de DupuitDupuit ForchheimerForchheimer

Por analoga 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 lneas de corriente son casi paralelas entre s y las superficies equipotenciales son casi planos perpendiculares al flujo principal, por lo tanto son casi paralelos.

Este mtodo fue desarrollado primeramente por Dupuit en 1863, en el estudio de flujo de agua hacia pozos y zanjas.



Dupuit supuso lo siguiente:

Para pequeas inclinaciones de la superficie libre de un sistema de flujo pueden tomarse las lneas de corriente como horizontales en cualquier seccin 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 reduccin de las dimensiones del flujo, el flujo bidimensional se transforma en uno unidimensional, y la velocidad de flujo en la superficie fretica es proporcional a la tangente del gradiente hidrulico en vez del seno (dh/dx ; dh/ds)

Basndose en esas suposiciones, ForchheimerForchheimer, desarroll una ecuacin para la superficie fretica aplicando la ecuacin de continuidad al agua de una columna vertical en una zona de flujo, limitada superiormente por la capa fretica e inferiormente por una capa impermeable, en la que la altura de la columna de fluido es hh.



Flujo en rFlujo en rgimen variablegimen variable

En la solucin de problemas de flujo en rgimen variable, las condiciones lmite debern especificarse en funcifuncin del tiempon del tiempoy deber darse el estado de flujo en el tiempo t=0 en cada punto de la regin de flujo, llamadas condiciones iniciales.condiciones iniciales.

En este tipo de rgimen la suma de las variaciones de flujo en las direcciones x, y, deben ser iguales a la variacin 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 elevacin de la superficie fretica, cuando el suelo libera o capta agua, respectivamente

La variacin de almacenaje se expresa cuantitativamente por:

HhHh ==


CONDICIONES DE LIMITECONDICIONES DE LIMITE

Las ecuaciones en derivadas parciales, como la ecuacin de Laplace, tiene un nmero 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 solucin si se conoce en detalle lo que ocurre en los lmites de l zona de flujo.

Las condiciones de los lmites en los problemas de flujo de agua fretica describen las condiciones fsicas detalladas que afectan a los lmites de la regin de flujo.

Estos lmites no son necesariamente capas impermeables o paredes que confinen el agua en una zona determinada, sino que son superficies geomtricas en la que en todos sus puntos se conoce la velocidad de flujo de agua



Lmites impermeables

Las capas impermeables se consideran que representan lneas de corriente , ya que no hay flujo a travs de ellas. La componente normal de la velocidad de flujo desaparece en tales lmites.

Planos de simetra

A causa de la simetra del sistema, el patrn de lneas equipotenciales y de lneas de corriente en un lado de ese lmite es la imagen reflejada de la del otro lado. Por lo tanto, inmediatamente junto a dicho lmite, cualquier componente de la velocidad de flujo que sea perpendicular a ese lmite debe ser contrarrestado por el componente en direccin opuesta del lado contrario inmediato a dicho lmite.

El flujo neto a travs del lmite debe ser por tanto cero y el plano de simetra es , como una capa impermeable, una lnea de corriente del sistema.



Superficie del agua libre

La superficie del agua libre se define como aquella superficie donde la presin es igual a la presin atmosfrica. Se supone que la superficie de agua libre limita la regin 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 travs de los suelos, pero dicha suposicin es til para analizar el flujo a travs de medios que tiene franjas capilares muy pequeas.

Para una superficie de agua libre la componente de carga de presin es cero, por lo que la carga total es igual a la componente de posicin; h=z

Si no existe percolacin 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 lnea de corriente.



Lmites con agua en reposo con agua movindose lentamente

Estos lmites se encuentran a lo largo de los taludes de zanjas

Superficies de filtracin

En los puntos del suelo por encima de la capa fretica la presin es negativa, mientras que en los puntos por debajo de la misma es generalmente positiva. Sin embargo cuando la capa fretica corta la superficie, existe una superficie de filtracin, que se define como el lmite de la masa del suelo donde el agua brota, y luego continua su flujo en forma de una pelcula fina a lo largo del lmite exterior del suelo. Tambin aparecen superficies de filtracin aguas debajo de las presas a travs de las que se filtra el agua


RECONOCIMIENTO DEL PROBLEMA DE DRENAJERECONOCIMIENTO DEL PROBLEMA DE DRENAJE

INTRODUCCIN

EXTENSIN Y METODOS

ALCANCE

Magnitud problemas existentes Cantidad datos aprovechables Experiencia investigadores

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

El proppropsito sito de las investigaciones es proveer una informacin completa que permita al Ingeniero disponer de los elementos de juicioelementos de juicio para proceder a un diagndiagnsticostico, realizar un disediseo tentativoo tentativo, estimar costoscostos y determinar las posibilidades de requerimientos de drenajeposibilidades de requerimientos de drenaje


ESTUDIO Y DIAGNSTICO DEL PROBLEMA DE DRENAJE

Debe suministrarse la informacin necesaria para contestar las siguientes preguntas:

1. Existen actualmente o se producirn en un futuro problemas de escesos de agua?

2. Existe una salida adecuada para eliminar el exceso de agua?

3. Cul es la fuente de exceso de agua?

4. Pueden los suelos ser adecuadamente drenados?

5. Cunta agua deber ser removida?

6. Cul es el mtodo o sistema de drenaje que dar los mejores resultados ?


FASES DE ESTUDIO

Estudio de Reconocimiento Estudio de Factibilidad Estudio de DiseoINVESTIGACIONES EN DRENAJE SUPERFICIAL

Topografa Suelos Uso de la Tierra y Prcticas de Cultivo Precipitacin, Escorrenta y Registro de Corrientes Localizacin de Principales y Laterales Perfiles y Secciones Transversales

Toda investigacin de drenaje debe tratar de encontrar respuesta a las 6 preguntas bsicas: idea clara del problema, magnitud, extensin y posibilidades de recuperacin


INVESTIGACIONES DE DRENAJE SUBSUPERFICIAL

9 Estudios Topogrficos: mapas, fotos y catastrales9 Estudios Geolgicos9 Estudio de SuelosEstudio de SuelosUno de los pilares en cualquier de drenaje. Sus objetivos son el de localizar y describirlocalizar y describir las diferentes caractersticas de las capas superiores del suelo, en la cual se desarrolla las races de los cultivos y las caractersticas del acuferos superficial.

Sern necesarios para determinar la profundidad, profundidad, espesor y continuidadespesor y continuidad de los diferentes estratos, ascomo su posicin vertical de cada uno de ellos.

En drenaje subsuperficial se requiere un mayor detalle en la informacin de suelos, subsuelo y condiciones de agua subterrnea


ESTUDIO DE SUELOS


CARACTERISTICAS DEL SUELO A EVALUARSE

Textura Estructura Consistencia Color Rendimiento Especfico Conductividad Capilar

ESTUDIOS DE SALINIDAD

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

MAPEO DE CAMPO

9 Densidad de Mapeo9 Profundidad de Muestreo

ESTUDIO DE SUELOS


ESTUDIOS DE AGUA SUBTERRNEA

Observaciones de Niveles Freticos y PiezomtricosPozos ExistentesSuperficie de agua

Propsito es suministrar informacin acerca de la posiciposicin y fluctuacin y fluctuacinn de la tabla de agua a lo largo de un perodo de tiempo. Determinar la extensiextensin y severidadn y severidad del problema e indicar el tipo y ubicacitipo y ubicacin de drenesn de drenes.


Pozos de Observacin


Piezmetros


Diferencia entre pozo de observacin y piezmetros


Cargas hidrulicas en piezmetros a diferentes profundidades para distintos acuferos

libre semiconfinado Libre sobre semiconfinado

Libre sobre libre


Red de Observacin

Un punto localizado en un campo, representar una situacin puntual que solamente podr ser usada en investigaciones especiales y no representa la situacin promedio del campo, por lo que ser necesario instalar una red de observacin que proporcione los datos sobre elevacin y variacin de la superficie fretica y del nivel piezomtrico.

Los datos recabados son usados para determinar:

La configuraciLa configuracin de la tabla de agua y de la superficie n de la tabla de agua y de la superficie piezompiezomtricatrica

La direcciLa direccin del movimiento del agua subterrn del movimiento del agua subterrnea nea

La localizaciLa localizacin de n de reas de recarga y descarga.reas de recarga y descarga.

La red de observaciLa red de observacin debe planificarse de manera que n debe planificarse de manera que proporcione la mproporcione la mxima informacixima informacin al mn al mnimo costonimo costoLa disposiciLa disposicin de la red de observacin de la red de observacin debern deber basarse en la basarse en la informaciinformacin topogrn topogrfica, geolfica, geolgica, suelos, gica, suelos, etcetc, obtenida , obtenida anteriormenteanteriormente


Red de Observacin: localizacin

-A lo largo y en forma perpendicular a las lneas donde se espera el flujo de agua subterrnea.

- En lugares donde se esperen cambios en la pendiente de la tabla de agua.

- En las mrgenes de las corrientes de agua y perpendicular a ellos

- En reas donde existan niveles de agua poco profundos o se esperen en futuro

La red de observaciLa red de observacin es conveniente que sea extendida mn es conveniente que sea extendida ms alls allde los lde los lmites del mites del rea de estudiorea de estudio


Densidad de los puntos de Observacin

Tamao del rea bajo estudio

Nmero de puntos de

observacin

Nmero 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

No existe una regla que norme la cantidad de puntos de observacin, esta depender de la topografa, geologa y de las condiciones hidrolgicas del rea, as como del tipo de estudio.

El espaciamiento de los puntos de observacin deber incrementarse a medida que se incrementa la distancia a los cauces en ms o

menos 10, 40, 100, 250 y 500 m; mximo 2000 m


Lectura de los Niveles de Agua


Estudios de Conductividad Hidrulica

La conductividad hidrulica 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 sta; pero si un valor estimado que refleje las condiciones reales del movimiento del agua en el suelo.

Factores que afectan: tamao de las partculas de arena, porosidad del suelo, contenido de arcilla y su distribucin, contenido de aire del sistema, microorganismos del suelo, grietas, races y lombrices.

Allison, grafic los valores de conductividad con respecto al tiempo y encontr tres fases definidas:

Etapa inicial donde la conductividad hidrulica decrece en una pequea fraccin del valor original: expansin de las arcillas y dispersin del suelo

Segunda etapa donde la conductividad aumenta: solucin gradual del aire

Tercera etapa donde vuelve a decrecer gradualmente: estrechamiento de los poros por los microorganismos



Mtodos de LaboratorioMtodo del Pozo BarrenadoMtodo de la Relacin entre la Descarga de

Drenes y la Carga Hidrulica

Mtodo del Pozo Barrenado Invertido



MMtodo del pozo barrenadotodo del pozo barrenado

Tabla de agua se encuentra cerca de la superficie

Procedimiento de Diserens (1934) y posteriormente mejorado por Hooghoudt y Ernst

ProcedimientoProcedimiento:

-Perforacin del pozo cilndrico

- Extraccin de agua del pozo

- Medida de la velocidad de elevacin del nivel del agua

- Clculo de la conductividad hidrulica con los datos

El mEl mtodo refleja principalmente la conductividad hidrtodo refleja principalmente la conductividad hidrulica ulica horizontal de las capas que penetra el pozo debajo del NF.horizontal de las capas que penetra el pozo debajo del NF.




Nmero de pruebas y repeticiones:

En estudios de detalle 1 prueba/ha; es necesario repetir la prueba.

Profundidad de perforacin: 60 a 70 cm debajo del NF

Tiempo de prueba: 10 a 30 minutos dependiendo del tipo de suelo

Nivel de depresin del NF: 20 a 40 cm

Medidas de recuperacin del NF: intervalos fijos de tiempo (t) o intervalos fijos de elevacin del nivel de agua (Y)



En los comienzos de la recuperaciEn los comienzos de la recuperacin, existe una marcada n, existe una marcada regularidad entre los valores de regularidad entre los valores de t y los correspondientes t y los correspondientes Y; al ir avanzando la recuperaciY; al ir avanzando la recuperacin, la relacin, la relacin lineal se va n lineal se va perdiendo y para un mismo valor de perdiendo y para un mismo valor de t, el valor de t, el valor de Y va Y va decreciendo.decreciendo.

Con la finalidad de lograr una buena precisiCon la finalidad de lograr una buena precisin y reducir los efectos n y reducir los efectos de irregularidades, para el cde irregularidades, para el clculo de la conductividad hidrlculo de la conductividad hidrulica se ulica se utilizan mutilizan ms o menos 5 lecturas uniformes de elevacis o menos 5 lecturas uniformes de elevacin del nivel de n del nivel de aguaagua

ImportanteImportante: no es aconsejable procesar medidas de elevacino es aconsejable procesar medidas de elevacin n del nivel de agua por mucho tiempo, ya que aparece el efecto del nivel de agua por mucho tiempo, ya que aparece el efecto de la formacide la formacin del cono de depresin del cono de depresin, lo que estn, lo que est en contra de en contra de los supuestos de los supuestos de HooghoudtHooghoudt para derivar este mpara derivar este mtodo.todo.




Otra suposicin es que el agua fluye horizontalmente a travs de las paredes del pozo y verticalmente hacia arriba a travs del fondo del mismo.

Lo anteriormente expuesto indica que debern ser tomadas medidas para asegurar que un volumen mayor del 25% del total del agua extrada del pozo haya fluido nuevamente; es decir que las medidas utilizadas dentro de la prueba debern ser hasta que :

0)80,075,0( YaYn 0)20,025,0( YaY




( ) )(ln2 0 =+= SYY

trHrRK

n

)0(ln2

0 == SYY

tHrRK

n

( )( ) )2/(22040002

HStY

YHYrH

rK >

+=

( )( ) )0(21036002

=

+= StY

YHYrH

rK

HooghoudtHooghoudt

ErnstErnst



MMtodo de la relacitodo de la relacin entre la descarga de drenes y n entre la descarga de drenes y la carga hidrla carga hidrulicaulica

2

212 48

LHKHDeKQ +=

2HBHAQ +=HBA

HQ +=



MMtodo del pozo barrenado invertidotodo del pozo barrenado invertido

Es una prueba para determinar la conductividad hidrulica por encima del nivel fretico.

El principio del mtodo es abrir un pozo a la profundidad deseada a determinar la conductividad hidrulica, llenarlo con agua y medir el descenso del nivel de sta.

( )1)()1( 2

ln2

ln

2 tt

rYrYrK

n

tnt

+

+=


PRESENTACIN DE LA INFORMACIN

Hidrograma de Pozos


Hidrograma de Pozos


Mapa de Niveles Freticos


Mapa de gradiente hidrulico


Mapa de profundidad de la tabla de agua


Perfiles Freticos y Piezomtricos


Las necesidades de drenaje agrcola pueden explicarse de un modo conceptual si se considera el ciclo agrohidrolgico, el cual describe la hidrologa del suelo y subterrnea que afecta directa o indirectamente a los cultivos.

En la figura siguiente se muestra el ciclo agrohidrolgico de un suelo regable, en el que se consideran cinco subsistemas:

La atmLa atmsferasfera

La superficie del sueloLa superficie del suelo

El agua superficialEl agua superficial

La zona radicularLa zona radicular

El agua subterrEl agua subterrneanea

NECESIDADES DE DRENAJE


ATMOSFERAATMOSFERA

( h )

RIEGO (I)

AGUAAGUASUPERFICIALSUPERFICIAL MAR

SUPERFICIE SUPERFICIE DEL SUELODEL SUELO

CULTIVOS

HUMEDAD HUMEDAD DEL SUELODEL SUELO ( w )

AGUA AGUA FREATICAFREATICA

absorcin de humedad

(Sr )escorrentasuperficial

percolacin (R)

drenaje (Dr )

evaporacintranspiracin

Precipitacin (P)Evapotranspiracin (ET)

filtracin (S)

flujo del aguafreticaelevacin capilar(G)


La atmsfera influye en el ciclo a travs de la demanda de evaporacin de los cultivos y de la precipitacin.

La superficie del suelo recibe agua de lluvia y de riego y descarga los excesos de agua por escorrenta 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 absorcin de humedad por los cultivos; recibe el agua infiltrada, la que se eleva por capilaridad desde la zona saturada y descarga por percolacin profunda el exceso de su capacidad de retencin de humedad.



Los acuferos freticos se recargan por la percolacin procedente de la zona no saturada del perfil del suelo y por infiltraciones laterales o profundas procedentes de acuferos semiconfinados en carga. Si existe drenaje natural el agua fretica 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.



P + I + G = ETc + R + W donde:

I = Cantidad efectiva de agua de riego una vez descontada laescorrenta superficial (mm)

P = Cantidad efectiva de precipitacin (mm)

G = Elevacin capilar de agua fretica (mm)

ETc = Evapotranspiracin por los cultivos (mm)

R = Percolacin a la capa fretica (mm)W = Variacin de la cantidad de humedad almacenada en la

zona radicular (mm)



Si la entrada de humedad a la zona radicular, por infiltracin de agua de riego o de lluvia o por elevacin capilar, excede a las prdidas por evapotranspiracin, aumenta el contenido de humedad ((W positivo)W positivo) hasta alcanzarse el punto de capacidad de campo, percolando el exceso de humedad hacia capas ms profundas. Si las prdidas de humedad exceden a las entradas, la zona radicular pierde humedad ((W negativo)W negativo) .



El balance de agua en la zona saturada es el siguiente:

R + S = G + Dr + hdonde:

S = Filtracin que recarga la capa fretica (mm).

Dr = Drenaje subterrneo (mm).

= Espacio poroso drenable

h = Elevacin de la capa fretica (mm)



Si la recarga, procedente de la percolacin o de filtraciones, excede a la descarga que facilita el drenaje natural, la capa fretica se eleva, siendo la cantidad de agua efectiva almacenada en esta elevacin el producto de la altura alcanzada ((h)h) por la porosidad efectiva (().). Si la descarga es mayor que la recarga la capa fretica desciende ((h negativo).h negativo).En la ecuacin inicial se observa que la percolacin 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 subterrneo el factor esencial para evitar una elevacin de la capa fretica que afecte a su vez el balance de humedad de la zona radicular.



En las zonas ridas los problemas de exceso de agua generalmente vienen acompaados de procesos de salinizacin. Estos se explican fcilmente con los balances de sales que se deducen de los balances de agua, multiplicando cada componente del mismo por su respectiva concentracin de sales.

El balance de salesbalance 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, ascomo las extracciones de los cultivos, es el siguiente:



I . I . CCii + G . + G . CCgg = R . = R . CCrr + + zzdonde:

Ci = Concentracin de sales del agua de riego (g/l)

Cg = Concentracin de sales del agua capilar (g/l)

Cr = Concentracin de sales del agua de percolacin (g/l)

z = Variacin del contenido de sales de la zona radicular (g/m2)



En la ecuacin se observa que los aportes de sales a la zona radicular se deben al riego y en su caso a la elevacin capilar de agua fretica; la nica salida de sales es la debida a la percolacin 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 ((zz positivo),positivo),originndose un proceso de salinizacin secundaria.


El balance de sales en la zona saturada se deduce del respectivobalance de agua.

R . Cr + S . Cs = G . Cg + Dr . Cdr + h . Cdrdonde:

Cs = Concentracin de sales del agua de filtracin (g/l).

Cdr = Concentracin de sales del agua de drenaje (g/l).


Segn se muestra en la ecuacin, la recarga salina de la capa fretica procede del lavado de la zona radicular y de las posibles filtraciones de agua salobre. Las prdidas de sales son exclusivamente por drenaje, adems del aporte de sales a la zona no saturada por elevacin capilar.

Desde el punto de vista salino se llega a las mismas Desde el punto de vista salino se llega a las mismas conclusiones que en los balances de agua: el drenaje interno conclusiones que en los balances de agua: el drenaje interno del suelo es esencial para eliminar por lavado las sales del suelo es esencial para eliminar por lavado las sales aportadas con el agua de riego. Ademaportadas con el agua de riego. Adems, se necesita mantener s, se necesita mantener bajo control la capa frebajo control la capa fretica para evitar la salinizacitica para evitar la salinizacin por n por elevacielevacin capilar y dar salida por drenaje subterrn capilar y dar salida por drenaje subterrneo al agua neo al agua cargada de sales.cargada de sales.



FUENTES DE EXCESO DE AGUA

Teniendo en cuenta que la elevacin del nivel fretico en el suelo depende de la relacin creciente entre el monto de la recarga y de la descarga, se tendr que discutir el balance hidrolbalance hidrolgicogico como una forma de reconocer las probables fuentes de exceso de probables fuentes de exceso de aguaagua.

Para esto puede considerarse separadamente el balance hbalance hdricodricodel suelo que exploran las races y con base en este anlisis, la ecuacin de equilibrio hidrolequilibrio hidrolgico del agua subterrgico del agua subterrneanea



Balance de humedad del sueloBalance de humedad del suelo

Para realizar este balance deber partirse obligatoriamente que el suelo tiene una cierta capacidad de retencin de agua; por lo tanto el exceso de agua de percolacipercolacin profunda o n profunda o subsuperficialsubsuperficial ser:

dETdPdd carpt ++=Para cada perodo el valor de dd resultar de la diferencia entre el contenido inicial de agua en el suelo, didi, y la de su capacidad de retencin d; d; de modo que el valor mximo posible ser d = dd = d



El valor de ddcaca puede ser despreciable en determinadas condiciones de suelo y de profundidad de la superficie fretica.

En zonas ridas lo que se pretende con el drenaje es descender el nivel fretico a una profundidad suficiente como para evitar el ascenso de las sales, reduciendo al mnimo el ascenso capilar.



Balance hBalance hdrico del agua subterrdrico del agua subterrneanea

0=+ snsssept dETdddds es la variacin de almacenamiento de agua en la zona saturada

dAtQ =El balance es vlido para cualquier dimensin de tiempo; sin embargo, a los fines de investigacin de drenaje, estos se realizan anuales, estacionales o mensuales

La ecuacin anterior literalmente puede ser escrita como:RECARGARECARGADESCARGA = VARAIACIDESCARGA = VARAIACIN DE ALMACENAJEN DE ALMACENAJE



Componentes de la RecargaComponentes de la Recarga

Precipitacin

Infiltracin en canales

Percolacin profunda

Prdidas por lixiviacin

Aportes de agua subterrnea


Componentes de la DescargaComponentes de la Descarga

Evapotranspiracin

Evapotranspiracin de la vegetacin natural

Salida de agua subterrnea

VariaciVariacin de almacenajen de almacenajeEn la ecuacin de balance del agua subterrnea, si dsds es positivopositivo significa que la recarga supera a la descargarecarga supera a la descarga y el nivel asciendenivel asciende por lo que la capacidad de drenaje es insuficiente y la descarga deberdescarga deber ser aumentadaser aumentada de alguna manera.



Si dsds es negativonegativo el nivel frenivel fretico desciendetico desciende como una consecuencia de una elevada capacidad de drenajeelevada capacidad de drenaje..

En los proyectos de riego, en condiciones de aridezaridez, una baja capacidad de descarga produce un ascenso de los niveles freticos durante el perodo de riego.

En los proyectos de riego de clima hclima hmedo tropicalmedo tropical, una baja capacidad de drenaje se traduce en un nivel permanentemente alto como consecuencia de que al perodo de riego le sigue el perodo de lluvias.

La elevacin del nivel fretico puede estimarse, si se asume que el suelo sobre el mismo est a capacidad de campo, en este caso: H = H = dsds //




Para evitar el ascenso resultante de la ecuacin de balance hdrico, se debe incrementar la descarga artificialmente mediante obras de drenaje, para extraer del acufero la lmina dsds en tt das.

Esto es el llamado Coeficiente de Drenaje (Coeficiente de Drenaje (CdCd)), 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 fretico que no sea restrictivo para el crecimiento de los cultivos.

El coeficiente de drenaje es un de los datos ms difciles de obtener, cuando se disea un sistema de drenaje, por lo que se requiere experiencia directa en proyectos de similares condiciones naturales y de manejo de agua.


ECUACIONES PARA EL CALCULO DE ESPACIAMIENTO DE DRENES

IntroducciIntroduccinn

En los drenes agrcolas o de parcela, los medios de control de la napa fretica se hacen a travs de zanjas abiertaszanjas abiertas o de drenes entubadosdrenes entubados subterrneos. El primero ms antiguo y el segundo ms 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 combinaciaisladamente o en combinacinn, pueden ser necesarios para construir un adecuado sistema de control de la profundidad del nivel fretico.



Drenaje entubadoDrenaje entubado

Ventajas:

Mejor aprovechamiento de la superficie cultivable

Mejor uso de la maquinaria agrcola

Requiere poco mantenimiento: generalmente cada 5 aos

Desventajas:

Requiere tubera de arcilla o plstico no fcil de conseguir y alto costo

Necesita el empleo de material filtroprotector

Algunos tipos de tubera, especficamente las de concreto, son afectadas por el alto contenido de sulfatos presentes en el suelo



Zanjas abiertasZanjas abiertas

Tienen la gran ventaja de disponer de una mayor capacidad de transporte del agua captada, pero tiene la gran desventaja de perder grandes superficies de terreno cultivable, as como la dificultad de la mecanizacin agrcola y el requerimiento de un mantenimiento frecuente y peridico.

En el diseo de estos tipos de drenes un factor importante es el espaciamientoespaciamiento que debe existir entre esas lneas de drenaje.

Las ecuaciones a desarrollar estn restringidas a drenes paralelosdrenes paralelos, entre los cuales la tabla de agua es generalmente curvatabla de agua es generalmente curva, siendo la mmxima elevacixima elevacin en el punto medio entre drenesn en el punto medio entre drenes. Esta elevacin es influenciada por varios factores de recarga y descarga, la profundidad, el espaciamiento de drenes y el nivel de agua entredrenes



Las ecuaciones de drenaje se basan en dos suposiciones fundamentales:

Flujo bidimensional, es decir el flujo es igual en cualquier Flujo bidimensional, es decir el flujo es igual en cualquier secciseccin transversal a los drenes.n transversal a los drenes.

La recarga es uniformemente distribuida en el La recarga es uniformemente distribuida en el rea entre rea entre drenesdrenes

Las frmulas 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 aplicacin prctica; adems que, debido a las muchas variables y diferencias del suelo, todava no se ha desarrollado un mtodo o ecuacin que satisfaga todas las condiciones.



Las soluciones tericas se basan en cualquiera de las dos hiptesis y conceptos siguientes:

Sistema estacionario o permanente: la recarga de agua a un rea se considera constante y la salida de agua por el sistema de drenaje tambin 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 hmedas donde la precipitacin es ms o menos constante durante un largo perodo y en las que las fluctuaciones no son amplias.



Sistema no estacionario o no permanente: diferente al anterior debido a que en reas bajo riego o con altas intensidades de precipitacin, la suposicin de recarga permanente no es muy justificada.

En estas condiciones, la recarga al no ser constante producir una elevacin del nivel fretico, el cual ir descendiendo y posteriormente volver a elevarse al comenzar la prxima lluvia o riego.

La recarga se produce a intervalos dados por la frecuencia de sta, siendo la velocidad de recarga diferente a la velocidad de descarga.



Profundidad permisible de la tabla de aguaProfundidad permisible de la tabla de agua

Sistema permanente o de equilibrio

La recarga normativa o requerimiento de drenaje, Cd, depende de la precipitacin, del riego o de un flujo subterrneo ascendente.

La profundidad de races de los cultivos indicar la profundidad mnima a la que debe encontrarse el nivel fretico en el punto medio entre drenes.

Sistema no permanente o de no equilibrio

El criterio se refiere al tiempo en que la napa fretica desciende desde una posicin inicial hh00, , inmediatamente despus del riego o recarga, a una posicin final hhtt, sin que el cultivo se vea afectado por un grado excesivo de saturacin. Esto depender de cada cultivo, siendo generalmente de 3 a 5 das para suelo medio.



Tipos de flujo 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)

La capa impermeable se encuentra a una profundidad D < L/4



Ecuaciones para flujo permanenteEcuaciones para flujo permanente

Ecuacin de Hooghoudt

En los drenes que llegan hasta muy cerca de la barrera impermeable, las lneas de flujo se pueden considerar, sin grandes errores, paralelas y horizontales: sin embargo, cuando stos se encuentran alejados de la barrera, las lneas de flujo no sern paralelas ni horizontales, pero convergern hacia los drenes, por lo tanto en las cercanas del dren el flujo ser radial: Hooghoudt deriv su ecuacin original para slo flujo horizontal.

Profundidad o estrato equivalente (De)

Es un espesor terico en el cual solamente ocurre flujo horizontal y que reemplaza a la situacin real de un dren con flujiohorizontal y flujo radial.



rL

LDe

ln

18

=

CdHK

CdHDeKL

2122 48 +=

1ln8 +

=uD

LD

DDe

u = p = permetro mojado = r

Ecuacin de espaciamiento entre drenes (Hooghoudt)



Ecuacin de Ernst

La ecuacin de Ernst es aplicable a suelos constituidos por dos capas de diferente caractersticas. 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 hidrulica en relacin a la capa inferior del suelo.

Ernst desarroll su ecuacin en analoga con la Ley de OhmLey de Ohm y consider 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 hidrulica total aprovechable.

rhvrhv RLCdRLCdRLCdhhhH ++=++=



rrhv

v RLCdhHDD

DKCdLh

KDCdh =+===

28 11

2

rv RLCd

DKLCd

KDCdH ++=

1

2

8



Casos de resistencia radialCasos de resistencia radial

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

pDa

KR rr ln

1

1=a: factor geomtrico del flujo radial (figura)

p: permetro 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 homogneo.

)4/(1)4/(ln1

22

LDpL

KRLD

pD

KR rrrrr ==



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

bD

KR rr

4ln1

2

=b = dimetro del tubo



Ecuaciones de Ernst para drenaje por zanjas

Primer caso: suelo homogneo y D0 < L/4

uD

KLCd

DKLCdH 0

111

2

ln8 +=

comp. horizontal + comp. radial



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

uD

KLCd

DKLCd

KDCdH

uD

KLCd

DKDKLCdH

v 0

222

2

1

0

22211

2

ln8

ln)(8

++=

++=Si: K1 > < K2

Si: K1



Tercer caso: el dren se encuentra completamente en la capa superior

uDa

KLCd

DKDKLCd

KDCdH v 0

12211

2

1

ln)(8 +++=

c. vertical + c. horizontal + c. radial

2/01 HDD +=



Ecuaciones para flujo no permanenteEcuaciones para flujo no permanente

Ecuacin de Glover Dumm

Dumm us las suposiciones de Dupuit-Forchheimer asumiendo una superficie del nivel fretico inicialmente horizontal, ubicada por encima del nivel de drenes.

La solucin planteada describe el descenso del nivel fretico, el cual no es permanentemente horizontal, en funcifuncinn del espaciamientoespaciamiento de drenes, del tiempotiempo del lugarlugar y de las propiedades del suelo.propiedades del suelo.

El nivel del agua inicialmente horizontal es producto de la elevacin instantnea causada por riego o lluvia, las que recargan instantneamente el agua fretica.



Ecuacin de Glover Dumm

Posteriormente Dumm (1960) asumi que el nivel de agua no era horizontal sino que adopta la forma de una parbola de cuarto grado, modificando muy poco su frmula original. Para obtener la ecuacin consideran que el flujo es solamente flujo es solamente horizontalhorizontal

4)/16,1(ln10 0

0

2 te

t

hhDDhh

tDKL ++==



Ecuacin de descarga de drenes

Caudal por unidad de longitud de dren

2)(2

LhDKq ttf

=Ecuacin que permite hallar el valor de la descarga para un determinadovalor de ht



Ecuacin de Jenab

Plantea su solucin a partir de la llamada funcin de drenaje D(Un)

h (x,t) = h0 D(Un)

Si (L/2) es el punto ms afectado en un tiempo (t) cualquiera, entonces la ecuacin se puede escribir como:

h (L/2, t) = h0 D(Un)

Ecuacin que permite hallar el espaciamiento entre drenes

= K D /

D = De + (h0 + ht) / 4



Ecuacin de descarga de drenes

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

( )tLtLtLtLn eeeetLUq /16/94/16/ 2222 22214)( ++=)(4)( 0 nUqL

Thtq =

DKT =

drenaje sub superficial

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