UNIVERSIDAD TECNOLÓGICA NACIONAL FACULTAD...

IINGENIERIA DE CURSOS NATURALES Y ARTIFICIALES UNIDAD TEMATICA 4

1

UNIVERSIDAD TECNOLÓGICA NACIONAL FACULTAD REGIONAL LA PLATA

Curso de postgrado INGENIERÍA DE CURSOS NATURALES Y

ARTIFICIALES

UNIDAD TEMATICA 4

EL TRANSPORTE SÓLIDO EN LOS CURSOS DE AGUA CUANDO LOS SEDIMENTOS SON COHESIVOS

INDICE

4.1 - EL COMPORTAMIENTO DE LOS CANALES CUANDO LOS SEDIMENTOS SON COHESIVOS ............................................................................................................................................... 2 4.1.1 - GENERALIDADES.......................................................................................................................... 2 4.1.2 - PROPIEDADES DE LAS FRACCIONES MUY FINAS DE LOS SUELOS .................................... 2

4.1.2.1 - Propiedades físicas de los suelos muy finos............................................................................... 5 4.1.3 - VARIABLES QUE GOBIERNAN EL FENÓMENO EROSIVO ..................................................... 5

4.1.3.1 - Efecto de los factores físicos ...................................................................................................... 5 4.1.3.2 - Efecto de factores químicos ....................................................................................................... 5 4.1.3.3 - Efecto de las características del escurrimiento.......................................................................... 6

4.1.4 - MINERALES DE ARCILLA ............................................................................................................ 6 4.1.5 - SISTEMA ELECTROLÍTICO DE LA MEZCLA ARCILLA-AGUA............................................... 7 4.1.6 - EROSIÓN EN SUELOS COHESIVOS............................................................................................. 7 4 .2 EL PROCESO EROSIVO ................................................................................................................ 11 4.2.1 - IMÁGENES DE LAS INVESTIGACIONES REALIZADAS EN EL LABORATORIO DE LA CÁTEDRA DE HIDRÁULICA FLUVIAL (UNLP) .................................................................................. 14 4.3 - EROSIÓN EN BARROS COHESIVOS ........................................................................................... 15 4.3.1 - SUSPENSIÓN, FLOCULACIÓN Y DECANTACIÓN .................................................................. 16 4.3.2 - DEPÓSITOS ................................................................................................................................... 18 4.3.3 - EROSIÓN........................................................................................................................................ 21 4.4 - DATOS EMPÍRICOS PARA PREDICCIONES EXPEDITIVAS .................................................. 23


2

UNIDAD TEMATICA 4

EL TRANSPORTE SÓLIDO EN LOS CURSOS DE AGUA CUANDO LOS SEDIMENTOS SON COHESIVOS

4.1 - EL COMPORTAMIENTO DE LOS CANALES CUANDO LOS SEDIMENTOS SON COHESIVOS

4.1.1 - GENERALIDADES Hasta aquí se ha desarrollado la teoría del transporte sólido considerando sólo materiales granulares, arenas, gravas. Este campo se observa bastante conocido. Pero la formación de los lechos de los canales podrá estar constituida por otro tipo de suelos. La característica de muchos de los depósitos sedimentarios de los canales naturales y en zonas donde se construyen canales artificiales, es que ellos se hallan formados por una masa cohesiva y no por un conjunto de partículas individuales en contacto unas con otras. La expresión “ambiente cohesivo” se usa para describir el efecto combinado de complejas interacciones de muchos factores los que no pueden ser definidos con facilidad. Los sedimentos cohesivos contienen cantidades significativas de minerales arcillosos, ellos son los que controlan las propiedades del suelo. Solo un 10% de agregado de arcillas serían suficientes para alterar las propiedades del suelo. Las propiedades de cohesión provienen de fuerzas electroquímicas existentes en el medio arcilla-agua. Estas fuerzas generalmente dominan y su orden de magnitud supera a las de las fuerzas del peso de las partículas individuales. El estudio de las fuerzas de un sistema de minerales arcillosos y agua basados en formas electrolíticas, forman parte del dominio de la físico-química. Los avances más importantes hoy se observan en el estudio de las suspensiones, los así llamados sistemas coloidales son aún una gran incógnita.

4.1.2 - PROPIEDADES DE LAS FRACCIONES MUY FINAS DE LOS SUELOS Las fracciones muy finas de los suelos (menores de 2 micrones) que componen los sedimentos, tienen una variedad notable de propiedades. Las fuerzas que las generan se encuentran en la superficie misma de las partículas. La superficie de toda partícula de suelo lleva una carga eléctrica negativa cuya intensidad depende de sus características mineralógicas y constituyen su “actividad de superficie”. La carga negativa atrae a los iones positivos de hidrógeno del agua tal que en la superficie de separación sólido-agua las moléculas se encuentran dispuestas según orientaciones definidas. La estructura molecular del agua es influenciada por lo que se denomina “acción en cadena”. La capa de agua situada dentro de la zona de influencia de los fenómenos de superficie constituye la CAPA ADSORBIDA de la partícula.


3

Dentro de esa capa las propiedades físicas del agua son muy diferentes de las que el líquido posee en condiciones normales (a igual temperatura):

• Cerca de la superficie posee las propiedades de un sólido. • En las zonas más alejadas las de un líquido viscoso. • En el límite exterior de la capa, las de un líquido normal.

En las arcillas las capas adsorbidas contienen iones (+) provenientes del agua circundante. Los iones (+) son suministrados por los electrolitos. Los electrolitos disueltos en el agua se disocian en: cationes de carga positiva y aniones de carga negativa.

• El agua misma es un electrolito pues una pequeña fracción de sus moléculas siempre se disocia en iones de H (+) y en iones de OH (-) .

• Los ácidos siempre se descomponen en cationes de hidrógeno (+) y aniones Cl (-) SO4 (-).

• Las sales y las bases se dividen en cationes metálicos como el Na (+), Ca (+) o Mg (+) y en aniones no metálicos.

Como la superficie de toda partícula lleva una carga (-), todos los cationes (incluido el H (+)) son atraídos hacia ella. Estos cationes penetran en las capas adsorbidas y constituyen el complejo de adsorción. Las dimensiones de la capa de adsorción son variables y dependen en gran parte de la composición química del complejo de adsorción. Todo suelo saturado se compone de tres elementos diferentes:

• partículas sólidas, • sustancias adsorbidas y • agua libre normal.

El espesor de las capas adsorbidas parece ser independiente del tamaño de las partículas, así que el porcentaje del volumen total ocupado por las sustancias adsorbidas aumenta a medida que disminuye el tamaño de los granos. Si las partículas son muy pequeñas y además tienen forma de escamas, las sustancias adsorbidas constituyen una porción muy grande del volumen total, pudiendo llegar a ocupar la mayor parte de los vacíos. El espesor y las propiedades físicas de las capas adsorbidas son muy distintos para los diferentes minerales. Independientemente de este hecho, en los suelos de granos gruesos como las arenas, el volumen de material adsorbido es insignificante frente al volumen total del agua de los poros y por consiguiente, las propiedades de tales suelos dependen exclusivamente de las propiedades de sus granos, de sus formas y de su disposición relativa. Por el contrario en los suelos de granos muy finos, las sustancias adsorbidas ocupan una parte considerable o aun la mayor parte de los vacíos. Como las propiedades físicas del material adsorbido dependen no solo de la composición química y mineralógica de las partículas sólidas, sino que también de la naturaleza del complejo de adsorción, ambas deben ser consideradas al estudiar estos factores.


4

Investigaciones químicas y mineralógicas han indicado que las partículas que constituyen la fracción muy fina de los suelos son casi siempre cristalinas y que sus elementos principales son:

• sílice • aluminio • oxígeno • agua

El aluminio puede estar parcialmente reemplazado por el hierro y el magnesio y en algunos casos el silicio por el potasio. Según la combinación de estos elementos se dividen en grupos:

• montmorrillonitas (super activas) • caolinitas (menos activas) • illitas (más activas, y poseen potasio)

El límite superior de la fracción muy fina de los suelos viene dado por el valor de 2 micrones. Las partículas menores de 0,2 micrones son a veces clasificadas como coloides.

Fotografía de minerales arcillosos obtenidas con el microscopio electrónico del Laboratorio de Ingeniería Sanitaria de la Facultad de Ingeniería (UNLP),

Departamento de Hidráulica


5

4.1.2.1 - Propiedades físicas de los suelos muy finos Si una muestra de la fracción muy fina de un suelo es agitada en agua, la misma pasa a estado de suspensión. La superficie de cada partícula es el asiento de una carga negativa y si el agua es pura, las partículas se repelen sin ponerse en contacto. La muestra se encuentra en estado de completa dispersión. Con el transcurrir del tiempo, las partículas más gruesas sedimentan y forman en el fondo un sedimento muy fofo en el cual las fuerzas de repulsión y las de gravedad se equilibran, mientras que las más finas permanecen en suspensión. La muestra observada en microscopio muestra que las partículas se mantienen en movimiento describiendo caminos en zigzag, sin que lleguen a chocar entre sí. Dicho movimiento se conoce con el nombre de movimiento browniano. Agregando a la suspensión unas gotas de un electrolito adecuado (ie ácido clorhídrico) los cationes del electrolito son adsorbidos por las partículas y sus cargas negativas neutralizadas. Forman de este modo flóculos que poco a poco sedimentan produciendo una masa de estructura floculenta.

4.1.3 - VARIABLES QUE GOBIERNAN EL FENÓMENO EROSIVO De acuerdo a las investigaciones más recientes se podría caracterizar el proceso de erosión con las siguientes variables, las que parecerían gobernar el fenómeno.

4.1.3.1 - Efecto de los factores físicos Las propiedades físicas fundamentales de los suelos arcillosos, que influyen en la resistencia de los mismos a la erosión son las siguientes: • Peso específico • Porosidad ( volumen de poros por unidad de volumen de suelo) • Humedad • Plasticidad (capacidad de variar la forma sin conformar fisuras, conservando

la forma luego que se extrae la solicitación) • Cohesión (fuerzas intermoleculares de adherencia entre las partículas) • Angulo de fricción interna • Hinchamiento (por saturación del suelo disminución de la cohesión y

destrucción de la estructura) • Heterogeneidad (existencia de capas intermedias finas del suelo con

cualidades diversas ) • Integridad (modificación de la estructura en su estado natural )

4.1.3.2 - Efecto de factores químicos • Concentración de cationes • pH


6

• Temperatura • Materia orgánica • Contenido de sales disueltas en el agua de poros • Capacidad de intercambio iónico y/o catiónico • Contenido de agua en la red constituyente de la arcilla

4.1.3.3 - Efecto de las características del escurrimiento • Magnitud de las velocidades de las corrientes medias o de fondo • Niveles de pulsación de la velocidad • Profundidad del escurrimiento • Contenidos de mezclas en el escurrimiento (sedimentos en suspensión,

sustancias químicas etc.)

4.1.4 - MINERALES DE ARCILLA Los minerales de arcilla poseen estructuras moleculares lajosas y consisten, en general, en dos tipos de lajas, las láminas de oxígeno-sílice, el aluminio hierro o magnesio, o las láminas de magnesio-oxígeno-hidrógeno. La mayor parte de los minerales se construyen como grupo de éstas hojas y esos minerales se estructuran según los siguientes esquemas:

-De dos capas (1:1 arcillas tipo caolinita) -De tres estratos (2:1 arcillas como montmorillonitas, ilitas) -De cuatro estratos (2:1:1 arcillas como la clorita)

De cualquier forma la lista de variedades de arcilla es larga y los depósitos están formados por más de un tipo de arcilla, en general mezcladas con arenas y limos. Las caolinitas (grupo caolín) tiene una estructura bicapa Si2O3 de láminas tetraédricas combinado con el (OH)O2 Al2 (OH)3 lámina octaédrica, de tal forma que las porciones de sílice (Si) tetraédrico forman un manto común con los mantos de hojas octaédricas de los cuales el O satisface la valencia 4 del Si. La montmorillionita es conocida como la arcilla expansiva de tres capas y deriva de la firofilita Al y talco Mg por sustitución isomórfica de otros átomos. Las ilitas (grupo hidromicas) Aluminosilicatos hidratados, son arcillas no expansibles de tres capas ellas exhiben una intercapa no expansible con agua u otros materiales orgánicos, tiene una estructura similar a la de la mica. La estructura básica de la unidad ilita es la misma que la de la montmorillionita Las cloritas están relacionadas estructuralmente con arcillas de tres capas. En las cloritas los cationes que compensan las cargas entre la capa tipo montmorillionita se reemplazan por las mismas de brusitas (hidróxidos de Mg octaédrico) en los cuales parte del Mg se reemplaza por Al.


7

4.1.5 - SISTEMA ELECTROLÍTICO DE LA MEZCLA ARCILLA-AGUA Las propiedades cohesivas de los suelos son el resultado del sistema agua-arcilla en los cuales las interacciones entre los minerales de arcilla y el agua determinan las propiedades. Las interacciones dependen de los minerales de la arcilla y del ión o catión contenido en el agua. Esto afecta las propiedades de las arcillas en cada estado de la suspensión a través de la sedimentación hasta las arcillas compactadas. La estructura de las arcillas depende en forma muy importante de las propiedades electrolíticas (agua) durante la sedimentación. Debe notarse que las propiedades de las arcillas están influenciadas no solo por las propiedades de las concentraciones de iones del agua de poros, sino también la influencian las moléculas de sustancias orgánicas presentes en el agua.

4.1.6 - EROSIÓN EN SUELOS COHESIVOS La subdivisión entre erosión de suelos cohesivos y erosión de barros es absolutamente arbitraria. Por barros se entiende a los depósitos blandos los que se encuentran en particular, en áreas de estuarios, o distribuidos en franjas a lo largo de las costas marinas. Las interacciones barro-agua generalmente están relacionadas con ciclos repetidos de depósitos y suspensiones. El término suelo se usa para identificar los depósitos finos y consolidados de sedimentos cohesivos. La literatura acerca de la erosión de sedimentos cohesivos refleja la diversidad del estado embriónico en lo concerniente a este campo. Las características de la erosión se han descrito casi exclusivamente con la ayuda de parámetros usados en la mecánica de suelos, ellos son las características volumétricas y no son definibles en términos físico-químicos. Los parámetros más comúnmente usados son el tamaño del grano, la relación de dispersión, la constante de las arcillas, los límites de Atterberg, las tensiones de corte, el contenido de agua, el contenido de sales, la temperatura, la relación de adsorción de sodio, y la capacidad de intercambio de iones o cationes. Esto ha llevado a resultados que no pueden ser usados realmente con propósitos predictivos y aún hoy el ingeniero está forzado a usar datos empíricos como las velocidades permisibles indicadas por Fortier-Scovey (Tabla 4-1) o los valores críticos de tensiones de corte recomendados por la USSR (United States Soil Reclamation) (Tabla 4-2). El tamaño del grano en suelos no cohesivos tiene una influencia dominante en la erosión dado que el peso es proporcional a d3. En suelos cohesivos, por el contrario, el tamaño del grano (si pudiera ser definido) y su peso, son insignificantes en comparación con las fuerzas electroquímicas actuantes. El USBR (United States Bureau of Reclamation) ha usado la relación de dispersión como la base para la predicción de la erosión en suelos cohesivos, pero, en el mejor de los casos, solo indica tendencias. La relación de dispersión es la relación de los porcentajes de agregados más finos que 5µm de una arcilla no dispersada y dispersada respectivamente, entendiéndose por arcilla dispersada aquella en la que se utilizó un agente químico como dispersante, y arcilla no dispersada aquella que no posee ningún agente


8

artificial dispersante agregado antes de medir el porcentaje de partículas de arcilla en suspensión. La relación de dispersión se expresa como relación de dispersión = % arcilla sin agente dispersante % arcilla con dispersante La distribución del tamaño de las partículas se hace por el método hídrico standard. Para la muestra dispersada, la arcilla es dispersada mecánica y químicamente tanto como sea posible. Un segundo ensayo, con un dispersante químico y mínimo de agitación, conduce a valores distintos. La Figura 4-1, extraída de la obra de Raudkivi, muestra datos medidos. Se observa en ésta, como es de esperar, que las arcillas que se dispersan más tienen mayores rangos de erosión. Las arcillas que tienen excedentes de iones de sodio (Na) disueltos en el agua de poros son dispersivas, puesto que los iones excedentes al pegarse a la superficie de las partículas de arcilla, las cargan eléctricamente con cargas de un mismo signo y en consecuencia se repelen. Por ej. Na-montmorillionita. De cualquier forma, inclusive pequeñas cantidades de sales disueltas en el agua erosionante, causan una reducción en la dispersión puesto que (por su carga positiva) favorecen la floculación de las partículas de arcilla (de carga negativa). El sodio se fija en las caras de las laminillas de arcilla de manera irregular provocando que las caras cargadas positivamente (iones de sodio fijados) sean atraídas por los bordes de las caras cargadas negativamente (en los lugares donde no se fijó el ión Na). Las arcillas con un contenido de sales en el agua de poros menor a 1 meq./litro son generalmente no dispersivas. Fuerza Tractiva Crítica (Pa)

Relación de dispersión %

Figura 4-1 Fuerza tractiva crítica versus relación de dispersión

Como se indicara, con el aumento en el contenido de arcillas el suelo se vuelve más plástico, su capacidad de expansión se incrementa y también se incrementa su compresibilidad, en tanto que la permeabilidad y el ángulo de


9

fricción interna decrecen. La fracción de arcilla c necesaria para llenar los poros de suelo a un dado contenido de agua w tal que los granos de suelo pierdan contacto, es aproximadamente c= 48.4 - 1.42 w donde w es el % en peso de agua en términos de peso seco del suelo. Alrededor de un 10% de la arcilla será suficiente para que las arcillas asuman el control completo de las propiedades del suelo. La Figura 4-2 muestra la tensión crítica de corte versus la proporción de arcillas. Fuerza Tractiva Crítica (Pa)

Proporción de arcillas

Figura 4-2 Tensión de corte crítica versus proporción de arcilla

Por comparación de la tensión de corte crítica de un material no cohesivo, un tamaño del orden de 10 µm tiene una tensión de corte crítica de 0,1 Pa. Los límites de Atterberg, el índice de plasticidad y el límite líquido han sido ampliamente usados para predecir la erodibilidad de las arcillas, pero no se han encontrado relaciones unívocas que las conecten. Las tensiones de corte y de tracción han sido muy usadas para ser correlacionadas con la tensión crítica de corte para erosión de las arcillas, una representación de los datos de varias fuentes se ve en la Figura 4-3.


10

Resistencia al corte (kPa)

Figura 4-3 Tensión crítica de corte versus resistencia al corte

La mayor parte de los resultados muestran una correlación positiva pero no una relación biunívoca entre las tensiones de tracción y las tensiones críticas de corte. A pesar que algunos investigadores han descrito las erosiones de las arcillas como un “arrancado” de los terrones desde la superficie, más que la erosión por lavado de la superficie, solo el estudio realizado por Dash (1968) encontró donde las tensiones de tracción se vinculan con la erosión de las arcillas. Los resultados indican que la erosión decrece con el incremento de la resistencia a la tracción. La tendencia en datos experimentales referidos a la relación entre el contenido de agua y la tensión de corte crítica indican que, la tensión de corte crítica decrece con el aumento del contenido de agua. El incremento de la concentración de sales en el agua de poros, produce incremento en la resistencia a la erosión de los suelos cohesivos. Esto ha sido expresado en función de la relación de adsorción de Na, RAS el que se define como:

[ ]RAS meq l Na Ca Mg( / ) / ( ) // /1 2 1 22= ++ ++ ++

Y es una medida de la abundancia relativa de Na+ a los otros dos más comunes cationes calcio y magnesio. Ello refleja la concentración de sal adsorbida en la arcilla. La erodibilidad de las arcillas en términos de RAS ha sido estudiada por varios investigadores. El RAS se determina por análisis químico del agua de poros. Generalmente valores bajos del RAS se asocian con atracción interpartículas y floculación. Valores altos del RAS producen la repelencia y dispersión entre partículas. En consecuencia el agregado de sal, a bajos valores del RAS, incrementa la resistencia a la erosión. La transición ocurre a valores del RAS en el rango de 10 a 30 dependiendo de los tipos y concentraciones de los iones. Las diferencias en el comportamiento del agua en los poros pueden crear un


11

potencial osmótico tal que produzcan el hinchamiento local a pesar de que la tensión de corte del lecho decrece a través de la viscosidad decreciente. Los procesos erosivos también son función de la temperatura. En general la erosión se incrementa con la temperatura, aún cuando la tensión de corte crítica decrece a través de la viscosidad decreciente. La dependencia en el rango de erosión-temperatura fue estudiada por Liou para bentonita, Rao para haloisita y Raudkivi y Hutchinson para caolinita.

4 .2 EL PROCESO EROSIVO Del proceso erosivo existen pocas descripciones en la literatura. La razón es que el escurrimiento se vuelve rápidamente opaco debido al material coloidal suspendido y oscurece la visión. Consecuentemente la tensión se focaliza al comportamiento de las superficies en erosión luego que el experimento para. More y Mash describen “el lavado de la superficie de la arcilla a bajas tensiones de corte, cuando ocurre el escamado de pequeñas partículas del suelo. Esto se observa a valores críticos de la tensión de corte, en el momento en que aparecen cantidades apreciables de sedimento en la muestra y el agua erosionante se convierte en “turbia”. En el trabajo de Mash se agregan fotografías de las superficies erosionadas. De las fotografías se puede observar que la arcilla puede ser descripta como quebradiza. Las zonas erosionadas muestran ángulos agudos. Partheniades (1965), con sus experimentos usando barros de la Bahía de San Francisco y aguas con la salinidad del océano observó que en general no se observan fragmentos visibles erosionados desde el fondo pero el agua que erosiona tiene simplemente nubes de sedimentos. Karasev (1964) dijo que la erosión de arcilla ocurre agregado por agregado, conclusión similar a Mirtskhualava (1966). El comportamiento de las superficies erosionadas depende de la orientación de los agregados de arcilla. En figuras macroscópicas se ve que los agregados son apilados caras contra caras, la erosión es una especie de descascarado de placas sueltas de la interfase. La superficie erosionada de arcillas duras es una superficie de hoyos y cárcavas micrométricas como se muestra en la Figura 4-4 para caolinita de Giorgia y en la Figura 4-5 para bentonita. Las protuberancias erosionadas de caolinita se ven en la Figura 4-6. Cuando la arcilla es blanda las fluctuaciones en la diferencia de presión remueven los cráteres cuando un bulto de arcilla es erosionado. Como resultante se observan comportamientos más suaves como se ve en la Figura 4-7, extraída del libro de Raudkivi.


12

Figura 4-4 Vista de la superficie erosionada de la kaolinita

Figura 4-5 Superficie erosionada de bentonita a pH = 7


13

Figura 4-6 Superficie de kaolinita erosionada Escala de barras 10µm

Figura 4-7 Superficie erosionada de un lecho de kaolinita Las expresiones del rango de erosión son básicamente expresadas en términos de tensiones de corte τ0 - τcrít. y, más recientemente, basados en términos de las teorías de los procesos análogos.


14

4.2.1 - IMÁGENES DE LAS INVESTIGACIONES REALIZADAS EN EL LABORATORIO DE LA CÁTEDRA DE HIDRÁULICA FLUVIAL (UNLP)

En la imagen se puede observar el estado de la erosión del lecho de un tramo de canal de ensayo en el que se analizó el comportamiento del sedimento del arroyo Maldonado de la ciudad de La Plata, compuesto por 11,6% de arenas finas, 63,6% de limos y 24,8% de arcillas. El ensayo se realizó a partir de lecho plano con 2 horas de duración del proceso erosivo, velocidades de hasta 1,55 m/s, valores de Fr de 1,32 y temperatura del agua de 16,6ºC. Las siguientes fotos muestran el aspecto de la imagen microscópica del sedimento estudiado con ampliaciones de hasta el 100%.


15

4.3 - EROSIÓN EN BARROS COHESIVOS La mayoría de los estuarios y zonas costeras están conformadas por sedimentos frescos y poco consolidados. A estos sedimentos se los conoce como barros marinos. Sus densidades son generalmente menores a 1300 kg/m3. Los estuarios son ambientes particularmente complejos. Los sedimentos son conducidos a un estuario por arroyos y ríos. De esta forma entran a un ambiente salino en el cual comienzan ciclos repetitivos de erosión, transporte y depositación; por corrientes de marea de flujo y reflujo; y por acción de las olas. En los estuarios, donde es significativa la intrusión de agua dulce, también por el efecto de marea y movimiento de pistón, se produce una interfase agua dulce-agua salada, en forma de cuña. El trabajado y mezclado altera las características del sedimento entrante y presente en el estuario. A través de la erosión y la suspensión del material del fondo del lecho, el agua de poros y los nutrientes, todos se relacionan con el agua cerca del fondo. El sedimento en resuspensión puede también adsorber sustancias del agua. En el lecho, el oxígeno disminuye a través de la descomposición del material orgánico. Esto está acompañado por una serie de reacciones químicas. Por ejemplo, la bacteria reductora del sulfato produce dióxido de carbono que baja el valor del pH y el potencial Redox se vuelve negativo. Algunos metales como el Fe, y el Mn cambian a la forma soluble divalente, otros como el Cr, Cu y Cd precipitan como sulfitos metálicos sólidos. Cuando el barro es resuspendido ingresa en un ambiente óxico donde los metales son oxidizados. Los metales como el Fe son precipitados y los metales disueltos son adsorbidos. Dado que la puesta en libertad de metales de una forma particular de disolución en el ambiente


16

anóxico es más rápida que su remoción del agua por adsorción y precipitación, la transferencia neta del metal es a la forma de dispersión. Los barros de estuarios generalmente tienen un color marrón claro en la superficie y gris oscuro a negro solo unos pocos centímetros debajo de ella. Cuando este barro negro es intensamente agitado en el agua su color tiende al marrón. Entonces, cuando se lo deja quieto el color lentamente cambia de un gris verdoso y negro a negro. El color oscuro es consecuencia de los sulfitos de hierro. Ellos son oxidizados por el agitamiento en el agua transformándose a hidróxidos férricos los que le confieren a los barros su color marronáseo. Cuando queda quieto la reducción bacteriana cambia de óxido férrico a ferroso (verdoso) y negro a sulfuro ferroso. La gran superficie específica de las partículas de barro y sus características mineralógicas conducen a una alta capacidad de intercambio catiónico y gran capacidad de adsorción. Como consecuencia los barros contienen una gran variedad de elementos químicos. Se ha reportado que en el río Rhin prácticamente no existe elemento que no aparezca, existen concentraciones de entre 0,05 g/m3 de iridio hasta 50 k/m3 de hierro. Además los barros también adsorben núcleos de radio como 137Cs, 134Cs, 60Cu y 210Pb. Además de los estuarios existen grandes zonas costeras con fondos barrosos. El material de lavado de los ríos como el Amazonas, Missisipi, Huanghe, se transforman en cauces de barro a lo largo de las zonas costeras. Existe una franja de barro puro entre los ríos Amazonas y Orinoco. Tiene un fondo de tipo ondeado hasta profundidades de 20m y alejadas 40 km de la costa. Las ondas del fondo están espaciadas entre 30 y 60 km, poseen una altura cercana a 5 m y se ubican oblicuas hacia mar adentro desde la de costa. Las ondas se propagan a 1,5 km/año en la dirección oeste. A lo largo de la costa de Lousiana se extienden barros fluidos, el Golfo de Chile, en el Mar Amarillo, la Costa sur de Corea y la Costa de Kerala al sudoeste de la India. Estos barros flojos interactúan con las olas y son suficientemente fluidos como para permitir el paso de los barcos a través del fondo de barros fluidos. Una característica específica es que el barro atenúa la acción de las olas hasta el punto que ellas no llegan a la costa. En Kerala las áreas barrosas sirven como zona de anclaje de seguridad durante los Monzones. La física y la química de los barros de los estuarios y áreas costeras es extremadamente compleja y la descripción formal de éstos procesos está aún en los listados de los investigadores a pesar de que en las últimas décadas se produjeron importantes progresos. Los procesos de floculación, depósito, resuspensión etc., y el transporte lateral tienen importancia en ésta mecánica. Los costos anuales de dragado y los costos de depósito de los barros dragados son del orden de los US$ 1.000.000.000.- Por lo tanto aún una pequeña reducción en las cantidades es bienvenida.

4.3.1 - SUSPENSIÓN, FLOCULACIÓN Y DECANTACIÓN El material coloidal del lavado superficial (wash load), presentes en los cauces, es mezclado con el agua salada del mar, cambiando de esta forma las propiedades del sistema electrolito-arcilla. Las partículas suspendidas se mueven debido al movimiento Browniano. Cada una de ellas posee su propia


17

velocidad de decantación y gradiente de velocidades. Estos movimientos causan colisiones las cuales llevan a la formación de flocs. El proceso depende de la concentración, fuerzas de unión ínter partículas y tensiones del fluido impuestas sobre las partículas. Las colisiones producidas por el movimiento Browniano y las diferencias en las velocidades de decantación son importantes, lo que conduce a que los agregados formados sean esponjosos y poco resistentes. Las colisiones rotacionales producidas por los gradientes de la velocidad, conducen usualmente a conglomerados fuertes. Los conglomerados son mucho más grandes que las partículas individuales. Cuando un floc toca el lecho, éste puede unirse a su superficie. El enlace está controlado por el número y resistencia de los contactos inter-minerales entre el floc y el lecho y las tensiones del fluido actuante. Como consecuencia, los depósitos varían su resistencia de un punto a otro, con el tiempo y con la profundidad de cada ubicación. Los sedimentos finos coloidales son fácilmente suspendidos hasta 0,1 g/l no afectando mesurablemente la viscosidad o densidad del agua. Para estas concentraciones tampoco hay casi floculación debido a la dispersión, por la magnitud de la distancia ínter partículas. La floculación importante se produce a concentraciones de 0,1 a 10 g/l. A estas concentraciones el escurrimiento decididamente es no Newtoniano. Su comportamiento es descrito por el modelo fluido de Bingham, τ = τB + µ du/dy donde τB es la tensión de Bingham. La densidad del fluido empieza a diferir perceptiblemente de la del agua limpia a concentraciones de alrededor de 0,5 g/l y la viscosidad a concentraciones de alrededor de 50 g/l. Valores aproximados de viscosidad y densidad volumétrica son mostrados seguidamente como función de la concentración. c (g/l) 50 100 150 200 300 400 500 µ (kg/ms) agua dulce - 0,001 0,0025 0,01 0,40 7 100

µ (kg/ms) agua de mar 0,0015 0,011 0,11 0,7 5,0 13,5 100

ρ (kg/m3) densidad

1030 1065 1100 1150 1240 1340 1450

suspensión barros livianos barros firmes La velocidad de decantación de las suspensiones se define en términos de sólidos sedimentados. Por ejemplo w50 es la velocidad de sedimentación correspondiente al 50% del peso sólido sedimentado. Prácticamente todos los datos sobre velocidades de sedimentación surgen de experimentos de laboratorio. Los resultados muestran que la salinidad aumenta la floculación. Varios investigadores han reportado que las muestras con concentraciones de arcillas por encima de un cierto valor, la velocidad de caída resulta independiente de la salinidad; o sea hay un incremento de la velocidad de caída con la salinidad a bajas concentraciones. Migniot (1968) observó que la velocidad de sedimentación permanecía constante a salinidades de 3%o (p.p.mil) para bajas concentraciones de arcilla y por encima de 10%o para altas


18

concentraciones de arcilla. El observó también que la velocidad de decantación de los flocs podría exceder por encima de un valor de 10

4 a la de las partículas

componentes cuando el tamaño de las mismas es más pequeño que 1µm. El agregado (floc) y la velocidad de caída de los sedimentos dispersados fueron medidos a concentraciones C = 10 g / l y 30 %o de salinidad para un número grande de muestras de barros. El introdujo un factor de floculación F= wa/wd, en el cual wa es la velocidad de caída del agregado y wd la del sedimento dispersado; y lo relacionó con el tamaño medio del sedimento disperso como F = K d50

-m donde m=1,8 y K = 250 para todos los

sedimentos. El valor de F=1 corresponde a d50 ≅ 20 µm, un tamaño para el cual la sedimentación es despreciable. Mediciones de campo realizadas por Burt y Stevenson (1983) muestran la inexistencia del efecto de la salinidad sobre los barros del estuario del Thamesis. Ellos atribuyen la diferencia entre los resultados de campo y laboratorio al efecto del tiempo sobre el proceso de floculación por el cual las pruebas de laboratorio no tienen tiempo suficiente para dar lugar a una floculación completa. En los cauces el material es mantenido largos períodos en suspensión. Esto permite que la floculación sea extensiva incluso a bajas salinidades. El argumento es apoyado también por datos de laboratorio. Por ejemplo Krone (1962) observó inicialmente un período de casi no sedimentación el cual fue seguido por un rápido decrecimiento en concentración. El tiempo de retardo en el comienzo de la sedimentación dependió principalmente de la concentración inicial y del rango de la decantación inicial de las partículas. La decantación del sedimento conduce a un decrecimiento en la concentración. La distribución vertical del sedimento fino suspendido depende de las corrientes y acción de olas. Frecuentemente los perfiles de concentración consisten en dos curvas con pendientes de decrecimiento exponencial, una que cubre la mayor parte del tirante, y la otra una capa delgada cerca del lecho dentro del cual la concentración se incrementa mucho más rápidamente. Cuando las concentraciones son generalmente muy bajas, no es discernible la zona cercana al lecho donde las concentraciones se incrementan más rápidamente.

4.3.2 - DEPÓSITOS En la columna representativa de la sedimentación llevada al laboratorio, se puede observar que el plano superior de la suspensión cae y una capa de barro crece en el fondo. Luego de un cierto tiempo el plano de la suspensión se une con la superficie de la capa de barro del fondo, conduciendo a una interfase agua-barro la cual irá decreciendo lentamente mientras el barro se consolida. Como consecuencia de las corrientes, los sedimentos finos se depositarán cuando la tensión de corte del lecho decrezca por debajo de un cierto valor crítico, τd , el cual es más bajo que el valor crítico de erosión τc. En la naturaleza las tensiones de corte del lecho provienen del movimiento de las olas y de las corrientes de marea. Tanto las velocidades de marea como las


19

orbitales deberán ser bajas para que ocurra el depósito. Cuando la concentración de sedimentos es baja, la acción de las olas podrá inhibir el depósito a valores apreciables de las profundidades. Sin embargo a altas concentraciones (c > 0,1 g/l) los depósitos ocurrirán sin importar la acción de las olas. La Figura 8 es una demostración diagramática de la variación de la tensión de corte crítica por sobre un ciclo de marea, debido a las corrientes de marea. Puesto que generalmente τc > τd, hay un período que no ocurre ni depósito ni erosión. La variación de la masa del sedimento suspendido, por unidad de área, podría escribirse para esa parte de la curva tiempo-concentración, donde log c varía linealmente con el tiempo t como:

dM /dt = -w c [ 1 - τ o / τd ]' Krone (1962) interpretó el término entre corchetes como la probabilidad de que una partícula sea adherida al lecho. El producto w (1 - τ o / τd ) es la velocidad de sedimentación aparente. Eso interpreta la velocidad de sedimentación real cuando τ o=0 y cero cuando τ o= τd. El valor de τd depende de la composición del sedimento. Metha (1973) estableció que el rango de τd varía entre 0,04 N/m

2 y 0,15 N/m2

u* u*m Erosión u*c u*d Depósito u*d Depósito t u*c u*m Erosión

Figura 4-8 Secuencia de erosión y depósitos durante un ciclo de marea en función de la velocidad de corte ó de la tensión de corte del lecho

Si la variación de la concentración en el tiempo se expresa como la diferencia entre la erosión y el depósito

∂ c / ∂ t = E - D Entonces la condición de equilibrio para sedimentos no cohesivos se caracterizará por E = D. Metha observó que en sedimentos cohesivos no existe resuspensión o depósito, además planteó la hipótesis de que E y D tienden a cero para sedimentos cohesivos. Esto fue mostrado experimentalmente por Parchure (1984) quién durante el ensayo lentamente reemplazó la suspensión con agua


20

limpia sin parar la experiencia. La implicancia de esto es que inicialmente se depositaron los flocs más grandes y se adhirieron al lecho. Las partículas con fuerzas de enlace más débiles no forman flocs demasiados fuertes, es por eso que permanecen intactos cerca del fondo donde los gradientes de velocidades son altos. Por lo tanto existe inicialmente un proceso de partida luego del cual el remanente permanecerá en suspensión indefinidamente a una dada tensión de corte. El corolario es que si el sedimento es erosionado no ocurre redeposito, el movimiento permanente podrá alcanzarse sólo cuando τc se incremente con la profundidad y la erosión sea igual a τ o. Los flocs que tocan el lecho pueden unirse a la superficie del fondo del cauce. La resistencia de la unión depende del número y resistencia de los contactos hechos entre minerales. La resistencia de los flocs es afectada por las fuerzas del fluido que provocan las colisiones. En consecuencia en un ciclo de marea habrá depósitos de resistencia diferente, lo que comunmente se conoce como estratificado. En condiciones de escurrimiento cero (τ o ≅ 0 ) y un avanzado estado de floculación, cuando la velocidad de caída se expresa por una ecuación de la forma

dM/dt = -k cn+1

y cuando la concentración es baja:

dM/dt = - A c donde A es una constante. La zona superior del barro tiene, con la profundidad desde la superficie, un incremento de la densidad y el perfil de la tensión de corte está gobernado por el peso específico y la resistencia de los flocs depositados y subsecuentes condiciones de consolidación. Usualmente también hay una cierta estratificación en la densidad y en el perfil de resistencia provenientes de los períodos en que se produjo el depósito, cuando los flocs son débiles o fuertes. El incremento en densidad del depósito es inicialmente muy rápido. Alrededor del 80 % del valor final se llega luego de 48 hs. y los cambios en peso específico producidos luego de seis días son pequeños. Típicamente la densidad se incrementa desde el valor del agua en la superficie hasta cerca de 1400 kg/m3 en los primeros 50 a 60 mm. Típicamente la densidad se incrementa desde el valor del agua en la superficie hasta cerca de 1400 kg / m3 en los primeros 50 a 60 mm. Generalmente los depósitos formados por delgados estratos de barro son más resistentes y densos que los formados por estratos gruesos. La superficie de los estratos también está afectada por partículas orgánicas enlazadas. Esto proviene de las secreciones mucosas de bacterias y algas. La resistencia de tal enlazado puede ser importante pero no existe método para predecirlo. Para una lectura más avanzada sobre estos efectos referirse a lo hecho por Montagne (1986), Reineck y Singh (1973) y Fuhrboter (1983).


21

4.3.3 - EROSIÓN La superficie del lecho es erosionada y el material es suspendido cuando la aplicación de las tensiones excede la resistencia erosiva del lazo ínter partículas. Los lazos, como ya se vio, pueden ser debidos a las fuerzas electroquímicas o lazos orgánicos o a ambos a la vez. A parte de la naturaleza compleja de estos lazos el lecho está también sujeto a fuerzas propias del escurrimiento fluido. Las ondas de corto período producen componentes de las velocidades en la dirección opuesta a la del avance del escurrimiento, las que en aguas poco profundas crean capas límite turbulentas. Las ondas en aguas poco profundas también someten al barro a fluctuaciones de presión que fuerzan el agua hacia adentro y hacia afuera del barro. Las velocidades orbitales, en ondas de largo período y en aguas bajas, pueden ser altas, y cuando se superponen a las velocidades de corriente de marea, el pico resultante puede ser importante. Las fuerzas periódicas del movimiento de ondas, con el incremento de las fuerzas asociadas a la turbulencia, someten al barro a variaciones de tensión continuas y a fatiga. Bajo condiciones moderadas de energía de la corriente la erosión se produce partícula por partícula, donde la partícula puede ser un floc, un conglomerado de flocs o una partícula elemental de la rotura de un floc. El término elemental es usado aquí para indicar que el tamaño de la partícula es medido en una suspensión dispersada química y mecánicamente. El proceso de depósito usualmente conduce a lechos con una cierta cantidad de estratificación, de estratos con lazos resistentes y débiles. Bajo condiciones severas de olas y corrientes, el depósito puede fallar en uno de sus estratos débiles y despegarse en forma de láminas. Este proceso es ayudado por las fluctuaciones de presión las cuales provocan un decrecimiento de la densidad del lecho, como sucede con el agua forzada y fuera del barro, lo que conduce a la ruptura de alguna de las uniones. La acción de las olas produce un cierto grado de licuefacción. Bajo éstas condiciones, y en barros livianos en general, la interfase fluido-barro puede tornarse inestable y esto puede conducir a la mezcla y resuspensión de los sedimentos. Usualmente el volumen erosionado es función de la tensión de corte. La tensión de corte crítica, τc, para el comienzo de erosión se supone conocida y proveniente de las fluctuaciones turbulentas. MIgniot (1968) expresa su resultado experimental como:

è = M (τ0 - τc ) y relacionando la tensión de corte del barro, τc , y la densidad del sólido tal que,

τ ρc sbmn=

donde τc tiene unidades en N/ m2 y ρ sb en g/l. El exponente m se determinó que es casi constante para todos los barros ensayados por él e igual a m=5, pero n varía desde 10-12 hasta 10-15. M es la constante de erosión cuyas


22

dimensiones tienen unidades de (s/m). Migniot expresa la velocidad de corte crítica para el estrato superior de barro como u ac c*

.= τ 0 25 con τ c N m a≤ ≅1 5 02, / ; ,01778

u bcn c*.= τ 0 5 con τ c N m b≥ ≅1 5 02, / ; ,016

Thorn y Parsons (1980), expresaron la tensión de corte crítica de los barros de Granmouth, Brisbane y Belawn como

τ ρc s= × −5 10 6 2 28,42 . Donde ρs es la densidad seca del barro. La erosión en 10, 20 y 30 minutos en kg/m2 fue expresada como un factor de tiempo ( τ0 - τc ) con el factor siendo 1,58 ; 2,14 y 2,51 respectivamente, τc = 0,07 N/ m2 para barros de1,58 ; 2,14 y 2,51 respectivamente, τc = 0,07 N/ m2 para barros de Brisbane y 0,10 N/ m2 para barros de Welawan y Grangemouth. En un lecho uniforme τc es constante y en consecuencia el rango de erosión permanecerá constante. Sin embargo usualmente la resistencia al corte varía para un depósito de barro dado desde un muy bajo valor, τc0 , en la superficie a un valor máximo cercano a una constante, τcm , en el fondo del depósito. Parchure y Metha (1985) encontraron para caolinita en agua salada ( 1 µm ) a τc0 = 0,04 N/ m2, independiente del período de consolidación ( 1 a 10 días ), y para lagos ( montmorillionita, caolinita, illita, y cuarzo ) d50 = 1 µm para salinidad entre 0,5%0 y 1%0 luego de 7 días de consolidación τc0 = 0,08 N/ m2 a 0,17 N/ m2 . El correspondiente valor de τcm = 0,57 N/ m2 a 0,67 N/ m2 para caolinita y barro de lago respectivamente. La altura de la capa rápidamente consolidada decrece en 10 días desde 6 mm

a 1,6 mm para la caolinita. El barro de los lagos se consolidó a 1,7 días solamente y condujo a una profundidad del manto superior de 0,5 mm a 1,7 mm. La tensión de corte media en este manto se incrementó desde 0,15 a 0,37 N/ m2, el rango de erosión se expresa:

( )l n � / �/

e e f c= −α τ τ0

1 2

Los parámetros �e f (rango de erosión del floc cuando τ0 - τc = 0) y α fueron evaluados en forma experimental.


23

LECHO α m/N1/2

�e f x105

g/(cm2xminut)

Caolinita en agua limpia 18,4 0,5

Caolinita en agua salada al 35%0 17,2 1,4

Barro en aguas bajas 0,5 a 10%0 13,6 3,2

Barro de bahía S.F. Partheniades (1965) 8,3 0,04

Barro de lago Lee (1979) 8,3 0,42

Barro de estuario Thorn y Parsons (1977) 8,3 0,42

Barro de estuario Thorn y Parsons (1979) 4,2 1,86

Caolinita Dixit (1982) 25,6 0,60

La dispersión en los valores de los coeficientes refleja los efectos electrolíticos de los sedimentos tanto en las diferencias debidas a los aparatos, temperatura etc. El primer modelo de erosión o resuspensión de barros marinos fue presentado por Partheniades. El modelo predecía el rango específico de erosión de barro cohesivo como una función del promedio de las tensiones de corte límite. La aproximación para la modelación de la erosión y depósito de barros, basado en los conceptos de analogías es hasta el presente, el camino que se plantea como más prometedor. Los argumentos en los cuales está basado no pierden validez cuando se extienden de arcillas a barros, excepto que las características de la erosión no sean comparables. La superficie de barro liviano es remoldeada rápidamente luego que un racimo de flocs es resuspendido. Para modelos numéricos de movimiento de barros en estuarios referirse al trabajo de Sheng (1968), Hayten (1986) y Parker (1986).

4.4 - DATOS EMPÍRICOS PARA PREDICCIONES EXPEDITIVAS El estado del conocimiento del comportamiento de los sedimentos cohesivos con respecto a la acción dinámica del agua, se encuentra aun poco definido. Las características de la erosión se han descrito casi exclusivamente con la ayuda de parámetros de la mecánica de suelos y ayudados por las características volumétricas las que no son definibles en términos de los parámetros físicos de la química de los suelos. Los parámetros mas comúnmente usados son el tamaño de las partículas, la dispersión, el contenido de arcilla, los limites de Atterberg, tensiones de tracción, contenido de agua, contenido de sal, temperatura, relación de adsorción de Na y la capacidad de intercambio de iones y cationes. Estas variables no han llevado a resultados que puedan ser usables con propósitos de predicción y el ingeniero esta aun forzado a usar los datos empíricos como


24

las velocidades permisivas indicadas por Fortier y Scobey (1926) Tabla 4-2, o las velocidades máximas permisibles (no erosivas) para suelos cohesivos Tabla 4-3 y las velocidades máximas permisibles (no erosivas) para suelos no cohesivos Tabla 4-4, estas dos últimas según Lischtvan - Lebediev. En la literatura se pueden encontrar diversos estudios que muestran la preocupación de los proyectistas para calcular la estabilidad de los cursos de agua. La Tabla 4-1 muestra los valores que el ingeniero francés Du Buat (1780) expresó, de la velocidad de flujo líquido en relación con la naturaleza y dimensiones del lecho móvil como causante de la erosión y el transporte Tabla 4-1 Velocidad de arrastre en relación con la naturaleza y dimensiones del lecho

móvil según Du Buat (1780) Tipo y dimensión aproximada del sedimento Velocidad media del agua en

cm/s 1.- Arcilla de alfarería 10.6

2.- Arena gruesa 21.6 3.- Gravas del lecho del Sena a) Aprox. grano de arroz b) Aprox. grano de poroto c) Aprox. de una almeja

10.8 18.9 32.5

4.- Rodado de más de una pulgada de diámetro 65 5.- Pedregullo aristoso mayor que un huevo de gallina 120

Tabla 4-2 Máximas velocidades permitidas según recomendación de Fortier y Scobey

para canales rectos y con algún tiempo de uso (1926) Tipo de suelo Valor

de n Agua Clara

Uc [m/s] τc [N/m²] Agua con limo coloidal

Uc [m/s] τc [N/m²] Arena fina, no coloidal Arena limosa, no coloidal Limo, no coloidal Limo aluvial, no coloidal Limo ordinario firme Ceniza volcánica Arcilla rígida, muy coloidal Limo aluvial, coloidal Tosca, Lutitas

0.020

0.020

0.020

0.020

0.020

0.020

0.025

0.025

0.025

0.457

0.533

0.610

0.610

0.762

0.762

1.143

1.143

1.830

1.291

1.772

2.298

2.298

3.591

3.591

12.449

12.449

32.080

0.762

0.762

0.914

1.067

1.067

1.067

1.524

1.524

1.829

3.591

3.591

5.267

7.182

7.182

7.182

22.025

22.025

32.080


25

Grava fina Suelo bien graduado, no coloidal, de limos a cantos Suelo bien graduado, coloidal, de limos a cantos Grava gruesa, no coloidal Grava gruesa y cantos

0.020

0.030

0.030

0.025

0.035

0.762

1.140

1.220

1.220

1.520

3.591

18.195

20.589

14.364

43.572

1.524

1.524

1.676

1.829

1.676

15.322

31.602

38.305

32.080

52.669


26

Tabla 4-3 Velocidades máximas permisibles (no erosivas) para suelos cohesivos, en m/s, según Lischtvan - Lebediev

Compacidad del suelo

Poco compacto Peso volumétrico seco

γd < 1660 kgf/m³

Medianamente compacto Peso volumétrico seco 1200 < γd < 1660 kgf/m³

Compacto Peso volumétrico seco 1660 < γd < 2040 kgf/m³

Muy Compacto Peso volumétrico seco 2040 < γd < 2140 kgf/m³

Tirante medio en metros

Denominación de los suelos

Porcentaje del contenido de partículas

< 0.005 mm 0.005 - 0.05 mm

0.4 1.0 2.0 3.0 0.4 1.0 2.0 3.0 0.4 1.0 2.0 3.0 0.4 1.0 2.0 3.0

Arcillas Suelos muy arcillosos

30% - 50 % 50% - 70% 20% - 30% 70% - 80%

0.35 0.40 0.45 0.50 0.70 0.85 0.95 1.10 1.0 1.20 1.40 1.50 1.40 1.70 1.90 2.10

Suelos ligeramente arcillosos

10% - 20% 80% - 90% 0.35 0.40 0.45 0.50 0.65 0.80 0.90 1.0 0.95 1.20 1.40 1.50 1.40 1.70 1.90 2.10

Suelos aluviales y arcillas margosas

0.60 0.70 0.80 0.85 0.80 1.0 1.20 1.30 1.10 1.30 1.50 1.70

Suelos arenosos 5% - 10% 20% - 40% Suelos no cohesivos en función del diámetro medio de las partículas


27

Tabla 4-4 Velocidades máximas permisibles (no erosivas) para suelos no cohesivos,

en m/s, según Lischtvan - Lebediev

Tirante medio de la corriente en m Diámetro medio de las

partículas en mm

0.40 1.0 2.0 3.0 5.0 10.0 o mas

0.005 0.05 0.25 1.0 2.5 5 10 15 25 40 75

100 150 200 300 400

500 o mas

0.15 0.20 0.35 0.50 0.65 0.80 0.90 1.10 1.25 1.50 2.00 2.45 3.00 3.50 3.85

0.20 0.30 0.45 0.60 0.75 0.85 1.05 1.20 1.45 1.85 2.40 2.80 3.35 3.80 4.35 4.75

0.25 0.40 0.55 0.70 0.80 1.00 1.15 1.35 1.65 2.10 2.75 3.20 3.75 4.30 4.70 4.95 5.35

0.30 0.45 0.60 0.75 0.90 1.10 1.30 1.50 1.85 2.30 3.10 3.50 4.10 4.65 4.90 5.30 5.50

0.40 0.55 0.70 0.85 1.00 1.20 1.45 1.65 2.00 2.45 3.30 3.80 4.40 5.00 5.50 5.60 6.00

0.45 0.65 0.80 0.95 1.20 1.50 1.75 2.00 2.30 2.70 3.60 4.20 4.50 5.40 5.90 6.00 6.20

UNIVERSIDAD TECNOLÓGICA NACIONAL FACULTAD...

Documents

Transcript of UNIVERSIDAD TECNOLÓGICA NACIONAL FACULTAD...