Abajo del nivel del agua freática, los suelos están completa o casi completamente saturados. Arriba de este nivel, el grado de saturación depende de las condiciones climatólogicas, del tamaño de los granos del suelo, y de la distancia al nivel freático. Los suelos gruesos solamente están saturados, aun a elevaciones cercanas al nivel freático, mientras que los suelos finos pueden estar saturados a una considerable altura sobre el mismo. En última instancia, puede definirse el nivel freático corno aquel en el que la presión intersticial es igual a la atmosférica; es decir, uw=O.
Si la gravedad fuera la única fuerza que obrara en el agua en el suelo, el suelo situado arriba del nivel freático estaría siempre completamente seco, excepto durante la filtración resultante de las precipitaciones recientes. Sin embargo, el agua pone de manifiesto la fuerza de la tensión superficial, debida a la atracción entre sus moléculas en una interfase de agua y aire. La tensión superficial combinada con la atracción entre el agua y la mayor parte de las sustancias sólidas, como lo demuestra la facultad del agua para mojar estas sustancias, es una fuerza que tiende a extraer o a retener humedad arriba del nivel freático. Esta fuerza es una manifestación de la capilaridad.
La capilaridad puede demostrarse sumergiendo el extremo inferior de un tubo de vidrio de diámetro pequeño en una vasija que contenga agua. El agua sube en el tubo a una altura que está regida principalmente por el diámetro del tubo y por la limpieza de su superficie interior. A esta altura se le conoce con el nombre de altura de ascensión capilar. Se obtiene en centímetros por medio de la siguiente expresión
en la que Ts. es la tensión superficial del agua en gramos por centímetro; r el radio del tubo en centímetros; y a el ángulo de contacto entre la superficie del agua y la pared del tubo. Arriba del nivel freático, la presion en el agua es negativa con respecto a la presión atmosférica. Así, a la elevación z arriba del nivel freático,
Las condiciones del ascenso capilar en una masa de suelo no son estrictamente análogas a las de un tubo de vidrio, debido a que los huecos del suelo tienen diámetros variables. Sin embargo, el diámetro medio de los huecos está relacionado con el promedio del tamaño de los granos, y por lo tanto, con la altura de ascensión capilar. Por ello, como una tosca aproximación de la altura máxima hc (cm) a la que la capilaridad puede elevar el agua en un suelo dado, puede escribirse:
en la que e es la relación de vacíos; D10 es el diámetro efectivo de Hazen, en centímetros; y C es un coeficiente empírico, que depende de la forma de los granos y de las impurezas de la superficie. En general, C tiene un valor comprendido entre 0.1 y 0.5 cm2.
La altura capilar es mayor para los suelos muy finos, pero la velocidad de ascenso en esos materiales es pequeña, debido a su baja permeabilidad. Así, la elevación capilar que ocurre en un lapso de tiempo determinado, como de 24 hr, es máxima para los materiales en los que el tamaño de los granos es intermedio, como en los limos y las arenas muy finas. La fig. 2.6 muestra la relación entre el tamaño de los granos de un polvo de cuarzo uniforme y su altura de ascensión capilar, en un período de 24 hr.
El agua que sube por capilaridad arriba del nivel freático, alcanza la altura máxima hc sólo en los huecos más pequeños. Unos cuantos huecos grandes pueden detener efectivamente el ascenso capilar en ciertas partes de la masa del suelo. Por lo tanto, la altura hcc (fig. 2.7), a la que el suelo está completamente saturado por capilaridad, es probable que sea considerablemente menor que hc.
Figura 2.6. Relación entre el tamaño de los granos de polvo de cuarzo uniforme y la altura de la elevación capilar en un periodo de 24 hr (según Atterberg, 1908).
es probable que sea considerablemente menor que hc. Sin embargo, como hay continuidad en el agua, el esfuerzo en ésta se rige en todas partes por la ec. 2.19.
Cierta cantidad del agua de la superficie que se cuela dentro del terreno, no alcanza a llegar al nivel freático, sino que la tensión superficial la sujeta, ya sea en los vados menores, o bien, como anillos rodeando los puntos de contacto entre los granos del suelo. Una cantidad de agua adicional puede ascender arriba del nivel freático debido al proceso de evaporación y condensación. A la humedad de estas fuentes se le conoce con el nombre de humedad de contacto. La tensión superficial en las películas de agua tiende a juntar los granos del suelo y origina la cohesión aparente en las arenas y limos. A esta cohesión se le llama aparente, ya que por inmersión las películas de agua se destruyen y, también la tendencia de los granos a permanecer juntos.
La cohesión aparente entre los granos de una arena suelta húmeda, inhibe la facultad de los granos de desliz arse entre sí y tomar una configuración más compacta. Como una consecuencia pueden encontrarse terraplenes de material sin compactar en estados notablemente sueltos. Si se les sumerge, la estructura muy suelta sufre un colapso y los granos cambian a un estado aun suelto, pero estable.
Figura 2.7. Elevación capilar del agua en arena seca.
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