Aguas Subterraneas
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UNIVERSIDAD NACIONAL AGRARIA DE LA SELVA
FACULTAD DE RECURSOS NATURALES RENOVABLES
DEPARTAMENTO ACADÉMICO DE CIENCIAS AMBIENTALES
DETERMINACIÓN DE INFILTRACIÓN Y PERMEABILIDAD
DE AGUAS SUBTERRANEAS POR EL METODO DE LA BARRETA
CURSO : HIDROLOGIA.
DOCENTE : CHAVEZ ASCENCIO, Ricardo Martin
AUTOR : ESTRADA TERREL, Yulissa Rosalyn
SALAZAR LUCIANI, Almendra
SEMESTRE ACADÉMICO: 2015 – 1
TINGO MARÍA - PERU
2015
I. INTRODUCCION
La investigación sobre la existencia de agua subterránea en el subsuelo
de una ciudad es sumamente importante, toda vez que está demostrado que ésta
tiene una relación directa entre la estabilidad de las edificaciones y la generación
de un sismo, vía el fenómeno de “licuación”, que se da cuando hay suelos
granulares sueltos, produciéndose el aumento de presiones de poro que reduce
las fuerzas de contacto entre los granos del suelo, dando lugar a la licuación de
los estratos.
Por otra parte, para niveles freáticos muy superficiales, el subsuelo
puede sufrir daños considerables en su estructura, sea por asentamiento o
amplificación sísmica. También se puede relacionar la profundidad del nivel
freático y la capacidad portante de suelos finos, ya que a menor profundidad del
nivel del agua menor será la capacidad portante del suelo.
Hemos visto que los bombeos de ensayo nos permiten calcular la
transmisividad (T) y el coeficiente de almacenamiento (S) de un acuífero,
bombeando en un sondeo y midiendo descensos en otro sondeo próximo. Pero
esto es costoso y laborioso, y en ocasiones no es posible, porque no existen dos
sondeos próximos an el mismo nivel acuífero o por otros motivos. La alternativa
más sencilla son las medidas puntuales de la permeabilidad! . No sustituyen a los
bombeos de ensayo, porque, además de otras diferencias, éstos pueden
realizarse en acuíferos profundos, mientras que las medidas puntuales de
permeabilidad normalmente se realizan en perforaciones de pocos metros. Son
muy aplicadas en Geotecnia. Existen dos tipos: • Nivel constante: Introducimos un
caudal conocido para mantener constante el nivel dentro de la perforación.
Estabilizado el proceso, a partir de dicho caudal y de la longitud y diámetro de la
perforación, calculamos la permeabilidad • Nivel variable: Se introduce (o se
extrae) súbitamente un volumen de agua en un sondeo (normalmente de pequeño
diámetro, 5 a 10 cm), lo que provoca un ascenso (o descenso) instantáneo del
nivel del agua dentro de la perforación. Se miden los descensos-tiempos a medida
que se recupera el nivel inicial. En los de nivel variable, si se desea ascender
súbitamente el nivel del agua, frecuentemente en lugar de inyectar agua, se
introduce una barra que hace subir el nivel como si hubiéramos introducido un
volumen de agua igual al del objeto sólido. Puede ser más cómodo (la barra se
recupera y sirve para otras medidas) y el ascenso es verdaderamente instantáneo.
Por ello se denominan, en inglés, Slug test (slug significa barra o lingote). Cuanto
mayor sea la permeabilidad del terreno, más deprisa se recuperará el nivel. Si se
trata de arenas gruesas o gravas, en unos pocos segundos se habrá recuperado
el nivel inicial. Si son arcillas o limos puede demorarse horas o días. En el primer
caso será necesario un sensor con registro automático, sería imposible medir y
anotar manualmente una docena de niveles en un minuto o menos. En cambio, en
formaciones poco permeables las medidas pueden realizarse con un hidronivel
normal, y anotarlas manualmente.
Objetivos:
- Determina el indice de infiltracion y permeabilidad del suelo de la
facultad de Recursos Naturales Renovables.
II. REVISIÓN LITERARIA
II.1. Consideraciones Generales.
Las aguas subterráneas se encuentran debajo de la mayor parte de la
superficie terrestre. En muchas áreas son una fuente importante de
abastecimiento de agua y alimentan los ríos. Para comprender el concepto de
sistema hidrológico en su totalidad es necesario comprender el sistema de aguas
subterráneas (Fetter, 1994; Freeze y Cherry, 1979). El presente capítulo tiene por
objeto resumir los conceptos y prácticas básicos necesarios para evaluar los
recursos de agua subterránea. Por lo general, la evaluación de un recurso de agua
subterránea consta de varios componentes esenciales:
a) La determinación de los tipos de acuíferos y de su distribución en el
área investigada.
b) La evaluación de las variaciones espaciales y temporales de los niveles
de agua subterránea (superficies piezométricas) para cada acuífero por efecto de
procesos naturales y artificiales. La construcción de pozos y la medición de los
niveles de agua facilitan esta evaluación.
c) La evaluación de la magnitud y distribución de las propiedades
hidráulicas (por ejemplo, porosidad o permeabilidad) para cada acuífero. Este
requisito es obligado para cualquier tipo de evaluación cuantitativa;
d) El conocimiento de los procesos que facilitan o afectan la recarga o
descarga de cada acuífero, a saber: la cantidad efectiva de precipitación que llega
al nivel freático, los efectos en éste de la evapotranspiración, la naturaleza de la
interacción entre el agua subterránea y el agua superficial, y la ubicación y
cantidad de la descarga proveniente de manantiales y pozos de bombeo.
e) La integración de los datos de agua subterránea, con el fin de
corroborar la información de varias fuentes, comprender la importancia relativa de
los diversos procesos en el sistema de aguas subterráneas, y evaluar la capacidad
estática o dinámica de un sistema de aguas subterráneas para alcanzar objetivos
generales o específicos (habitualmente, abastecimiento de agua). Ello se puede
facilitar desarrollando instrumentos de predicción basados en diversas opciones
analíticas, desde el inventario hídrico hasta la modelización informática de los
flujos de agua subterránea.
II.2. PRESENCIA DE AGUAS SUBTERRANEAS
UNIDADES GEOLOGICAS
El material geológico que contiene agua consiste en depósitos no
consolidados o rocas consolidadas en cuyos intersticios u oquedades hay agua.
La proporción de espacio hueco respecto del volumen total de material sólido se
denomina porosidad. La interconexión entre huecos determinará el tipo de flujo del
agua. Cuando el hueco está totalmente lleno de agua, se dice que el material está
saturado. Cuando, por el contrario, no está completamente lleno de agua, se dice
que está no saturado.
Depósitos no consolidados
Los depósitos no consolidados consisten, en su mayoría, en material
resultante de la ruptura de rocas consolidadas. Las dimensiones de este material
van desde fracciones de milímetro (arcilla) hasta varios metros (rocas). Los
depósitos no consolidados que revisten importancia en hidrología de aguas
subterráneas son, entre otros, y por orden creciente del tamaño de los gránulos,
los de arcilla, arena limosa y grava.
Rocas consolidadas
Las rocas consolidadas consisten en gránulos minerales que han sido
amalgamados en una masa sólida por calor y presión o por reacciones químicas.
Este tipo de roca se denomina lecho rocoso. Abarca las rocas sedimentarias
originalmente no consolidadas, las rocas ígneas procedentes de material fundido,
y las rocas metamórficas modificadas por el agua, el calor o la presión. Las rocas
consolidadas pueden contener agua subterránea fluyendo a través de los huecos
formados entre gránulos minerales o sedimentarios. Además, en las rocas
consolidadas algunos de los grandes huecos y vías de paso de agua subterránea
son fracturas o espacios vacíos de escala microscópica a megascópica
resultantes de un proceso de disolución. Los huecos creados al mismo tiempo que
la roca, como los de tipo intergranular, se denominan aberturas primarias. Los
huecos creados con posterioridad a las rocas, como las fracturas o los canales de
solución, se denominan aberturas secundarias.
Figura N1. Ejemplos de sedimentos de roca portadores de agua con
espaciamiento entre poros primario (intergranular en la figura) y secundario
(fracturado y disuelto en la figura) (Heath, 1983)
Entre las rocas sedimentarias consolidadas de importancia en hidrología de aguas
subterráneas se encuentran la caliza, la dolomita, la lutita, la limolita y los
conglomerados. Son rocas ígneas el granito y el basalto, mientras que entre las
rocas metamórficas se incluyen la filita, el esquisto y el gneis.
Acuíferos y capas confinantes
Un acuífero es un depósito o formación de roca saturada que puede
dar agua en cantidad suficiente para considerarla una fuente de abastecimiento.
Una capa confinante es un depósito o unidad rocosa que limita el movimiento del
agua, por lo que no suministra agua en cantidades aprovechables a los pozos o
manantiales. Una capa confinante puede conceptuarse como un acuitardo o un
acuicludo. Un acuitardo es un lecho saturado que proporciona cantidades
inapreciables de agua en comparación con un acuífero, pero a través del cual
puede pasar una cantidad de agua apreciable. Un acuicludo es un lecho saturado
que produce cantidades inapreciables de agua y a través del cual el movimiento
del agua es inapreciable (Walton, 1970).
Acuíferos confinados y no confinados
En un acuífero no confinado, el agua subterránea solo llena
parcialmente el acuífero, y la superficie del agua puede ascender y descender
libremente. El acuífero de nivel freático o superficial está considerado como el
acuífero no confinado estratigráficamente más elevado. El acuífero confinado está
completamente lleno de agua y linda, por encima y por debajo, con capas
confinantes. La impedancia del flujo a través de una capa confinante puede hacer
que el nivel de agua ascienda por un pozo hasta niveles muy por encima del nivel
superior del acuífero, e incluso del suelo. Esta situación implica la existencia de
pozos que fluyen naturalmente. Los acuíferos confinados se denominan también
acuíferos artesianos.
II.3. Desarrollo de un marco hidrogeológico
Para determinar la extensión lateral y vertical de los acuíferos y
capas confinantes es preciso organizar e integrar la información sobre acuíferos y
pozos. A partir de ese punto será posible determinar características tales como la
dirección del flujo de agua subterránea, o los efectos de los contornos
hidrológicos. La compilación de datos sobre la extensión lateral y vertical de los
acuíferos y estratos confinantes se suele denominar marco hidrogeológico. Para
ser útil, este concepto deberá estar basado, en la mayor medida posible, en datos
reales y cuantitativos sobre la existencia, orientación y extensión de cada acuífero
y unidad confinante, según el caso. Cuando no se disponga de datos reales, será
necesario basarse en un conocimiento teórico de las condiciones
subsuperficiales.
El desarrollo de un marco hidrogeológico requiere una visión certera,
en sentido literal, de las condiciones subsuperficiales. Ello se puede lograr por
varios medios, directos o indirectos. Los métodos directos abarcan, por ejemplo, la
recuperación de material del acuífero y de la capa confinante durante la
perforación, en forma de cortes y núcleos de muestra. Los métodos indirectos
incluyen la averiguación de las propiedades de la tierra mediante perforaciones o
mediante las propiedades geofísicas de la superficie. Un método robusto para
recopilar esos datos consiste en combinar todos los métodos disponibles,
ensamblando finalmente toda la información con el fin de obtener una imagen
detallada del acuífero y de la extensión, espesor, orientación y propiedades de la
unidad confinante
Otro gradiente: sin guardar relación con el anterior, existe otro
gradiente de interés en la explotación de las aguas subterráneas. Se trata del
Gradiente Térmico el cual tiene que ver con la profundidad de captación del agua.
A medida que se profundiza en una perforación la temperatura del agua captada
va en aumento, así en los primeros metros las temperaturas del subsuelo y por
consiguiente del agua que aloja, están condicionadas por el clima, mientras que
aproximadamente entre 20 y 60 metros son relativamente constantes con valores
de 15 a 18° C y en los pozos profundos la temperatura está influida por el
gradiente geotérmico de la Tierra que es de 3°C cada 100 metros. Por otra parte
se observa siempre una gran constancia en la temperatura del agua subterránea a
lo largo de las estaciones del año y aunque en la superficie se manifiesten
grandes saltos térmicos.
La permeabilidad (K) se define como la capacidad de un medio
poroso de transmitir agua.
La permeabilidad es una característica del medio poroso y depende
de la porosidad eficaz la que a su vez es proporcional al tamaño del grano
(granulometría) del material que compone el acuífero, así como de la
homogeneidad del mismo. Un material de granulometría homogénea poseerá una
mayor permeabilidad que otro con tamaños de grano heterogéneos. Así en la
práctica los mejores acuíferos en cuanto a su producción son aquellos
compuestos por granos de arena de grano grueso y uniforme sin intercalación o
mezcla con arcilla. La determinación de la permeabilidad se efectúa en laboratorio
con un aparato denominado permeámetro.
Algunos valores de permeabilidad: arcilla limosa: 0,000008
m3/dia.m2
Arena:43,2 m3/dia.m2
Grava gruesa: 864 m3/dia.m2
Con la notación S (de Storativity) se identifica aquí al almacenamiento o
coeficiente de almacenamiento. Mientras que m y T nos indican la capacidad de permitir
que el agua circule a través de una roca o formación geológica, K y S nos indican su
capacidad de almacenar agua y cederla después.
FORMULA DE JACOB
Jacob en 1946 dedujo que para valores de tiempos t de bombeo grandes y
r pequeños, la expresión de Theis podía modificarse tal que:
No es una fórmula aplicable a los primeros tiempos del bombeo. Para
valores de u menores de 0,05 la formula de Jacob reproduce prácticamente los valores de
la fórmula de Theis. Si se bombea caudal Q constante, los valores de S y T son
constantes, la fórmula de Jacob muestra que s varía directamente con el log t/r2 .
Se pueden entonces establecer dos principios:
1. En un acuífero determinado y para un sitio determinado (r constante), s y
t son las únicas variables de la fórmula de Jacob. En este caso s=f(logK1t).
2. En un acuífero determinado y para un valor de t, los términos s y r
constituyen las únicas variables de la fórmula de Jacob. Entonces es: s= f(logK2/r2).
Cuando se lleva la curva abatimiento en función del
tiempo en escala logarítmica de un ensayo de bombeo a Q constante, se obtiene una
recta (si se desechan los primeros minutos). En consecuencia se puede obtener la
transmisividad T a partir de la expresión:
que se puede deducir de la fórmula de Jacob si se miden los
descensos en tiempos que difieran en un factor de 10 ya que:
la diferencia de logaritmos es igual a 1, en
consecuencia T es:
Y el coeficiente de almacenamiento S se puede hallar haciendo s=0 en la
fórmula de Jacob y determinando en el diagrama el tiempo correspondiente (para y=0 y
adonde la recta del diagrama corta al eje x). Entonces será:
Es decir que con un ensayo de bombeo se puede determinar T y S.
III. METODOS Y MATERIALES
3.1. Localización de la zona de estudio.
3.1.1. Ubicación política
Departamento : Huánuco
Provincias : Leoncio Prado
Distritos : Rupa Rupa
Lugar : Facultad de R.N.R.
3.2. Características de la zona de estudio.
3.2.1. Aspectos climatológicos
En ámbito tiene una temperatura media anual es de 24.5 ºC, el que
oscila entre una temperatura máxima de 32 ºC y temperatura mínima de 17 ºC.
Respecto a la precipitación el promedio anual es de 3400 mm/año, existiendo
época de sequía máxima entre los meses de junio y agosto; y la época de mayor
precipitación entre diciembre y abril.
La humedad relativa se tiene un valor de 85.3% y las horas de sol en
promedio son de 162.6 horas de sol anual.
3.2.2. Cobertura vegetal y usos del suelo
La superficie agrícola sembrada de la provincia asciende a 668441.6
ha, de las cuales el 22.9% (15276.22 ha) son de cultivos transitorios; el 17.8%
(11869.88 ha) son de cultivo permanente, el 58.43% (39057.6 ha) son de
protección, un 0.54% (363.65 ha) son pastos y por último el 0.41% (273.89 ha) es
forestal.
I.1. Materiales.
I.1.1. Materiales de Campo.
- Barreta
- Cuaderno de campo
- Lapicero.
- Botas de campo.
- Wincha
- Cronómetro.
- Botella
I.1.2. Materiales de escritorio.
- Regla de plástico.
- Hojas bond A4.
I.2. Metodología.
Este trabajo es netamente experimental en el campo tuvimos que
perforar con la barreta un pozo de aproximadamente 1 m en el cualuna vez hecho
el agujero se procedio a medir cada 10 segundoa la velocidad con la que el agua
cubria nuevamente un aea de la seccion perforada.
Luego se procederá a trabajar en los diferentes programas de
computar para facilitarnos el trabajo y al final se analizara cada resultado.
I.2.1. Trabajo en campo.
- Para la determinacion de aguas subterraneas.
Por el método de la Barreta
Diametro de la Barreta: 5 cm.
Area del agujero: 0.8 x 0.8 x 1 m de profundidad
IV. RESULTADOS
- Los datos de infiltración tomados en campo cada con 10, 15 y 20
segundos en el punto de muestreo son:
TIEMPO 10 " 20" 15"
Altura
54 56 60
42 55 58
50 53 56.5
49 51 55
48.6 50 54
47 49 53
46.5 51
46 49
45 48
44 47
Tabla 1: Registro de datos de infiltración tomados en campo cada 10 segundos.
Resultados de la Infiltración cada 10 segundos
Lectura Nro
1
Intervalo de
Medición (seg)
Tiempo Acumulad
o (seg)
Tiempo Acumulad
o (h)
Lecturas
Parciales (cm)
Infiltración Parcial
(cm)
Infiltración
Acumulada (cm)
Velocidad de
Infiltración
(cm/hora)1 0 0 0 54 0 0 2 10 10 0.00 52 2 2 123 10 20 0.01 50 2 4 124 10 30 0.01 49 1 5 65 10 40 0.01 48.5 0.5 5.5 36 10 50 0.01 47 1.5 7 97 10 60 0.02 46.5 0.5 7.5 38 10 70 0.02 46 0.5 8 39 10 80 0.02 45 1 9 6
10 10 90 0.03 44 2 10 12
Velocidad de Infiltración Promedio (cm/hora) 7.33FUENTE: Elaboración propia.
GRAFICA N1. Determinación de la Curva de Infiltración
0.000 2.000 4.000 6.000 8.000 10.000 12.0000
2
4
6
8
10
12
Curvas Infiltración
Infiltración Acumulada (cm) Velocidad de Infiltración (cm/h)
Tiempo (min)
Vel
oci
dad
de
Infi
ltra
ció
n (
cm/h
)
GRAFICA N2. Determinaión de la Velocidad de Infiltración
0.00 0.01 0.02 0.030
2
4
6
8
10
12
14
Velocidad de Infiltración
Tiempo (h)
Vel
oci
dad
(cm
/h)
CALCULO DEL INDICE DE PERMEABILIDAD
D = 5cm , H= 0.8 Área: 25.13 m2
Nivel Variable Nivel Constante
h1= 54 metros Q = 184.2029 l/minh2= 44 metros Q (m3/s)= 0.0031 m3/s
Dh 10 h m= 0.54 metrosD t = 0.1666667 minutosD t = 10 seg
K= 2.361E-05 m/seg K= 2.040 m/dia 1.70298922
C= 1.703K= 0.00334 m/segK= 288.439 m/dia
A= 1.6331K= 2.452E-03 cm/seg K= 0.348 cm/segK= 2.118 m/dia K= 300.775 m/dia
A = (1,032 . L + 30 d ) ( Si L > 6 m )
A = (1,032 . L + 30 d ). (-0,014 L 2
+ 0,178 L +0,481) ( Si L < 6 m)
2 ln 2 /
8e 1
2
d L d hK ln
L t h
1,308.
.
2
m
d hK
A h t
D
D
. m
QK
C h
600. . m
QK
A h
2
2
ln 1
LC
L Ld d
Tabla 2: Registro de datos de infiltración tomados en campo cada 15 segundos.
FUENTE: Elaboración propia.
Grafico 3: Determinacion de la curva de infiltracion cada 15 segundos
FUENTE: Elaboración propia.
Grafico 4: Determinacion de la velocidad de infiltracion cada 15 segundos
FUENTE: Elaboración propia.
CALCULO DEL INDICE DE PERMEABILIDAD
D = 5cm , H= 0.8 Área: 25.13 m2
Nivel Variable Nivel Constante
h1= 60 metros Q = 156.363886 l/minh2= 47 metros Q (m3/s)= 0.0026 m3/s
Dh 13 h m= 0.54 metrosD t = 0.25 minutosD t = 15 seg
K= 1.877E-05 m/seg K= 1.621 m/dia 1.70298922
C= 1.703K= 0.00283 m/segK= 244.846 m/dia
A= 1.6331K= 1.946E-03 cm/seg K= 0.296 cm/segK= 1.681 m/dia K= 255.318 m/dia
A = (1,032 . L + 30 d ) ( Si L > 6 m )
A = (1,032 . L + 30 d ). (-0,014 L 2
+ 0,178 L +0,481) ( Si L < 6 m)
2 ln 2 /
8e 1
2
d L d hK ln
L t h
1,308.
.
2
m
d hK
A h t
D
D
. m
QK
C h
600. . m
QK
A h
2
2
ln 1
LC
L Ld d
Tabla 3: Registro de datos de infiltración tomados en campo cada 20 segundos.
Resultados de la Infiltración cada 20 segundos
Lectura Nro 1
Intervalo de
Medición (seg)
Tiempo Acumulad
o (seg)
Tiempo Acumulado
(h)
Lecturas Parciales
(cm)
Infiltración Parcial
(cm)
Infiltración Acumulada
(cm)
Velocidad de Infiltración (cm/hora)
1 0 0 0 56 0 0 2 20 20 0.01 55 1 1 33 20 40 0.01 53 2 3 64 20 60 0.02 51 2 5 65 20 80 0.02 50 1 6 36 20 100 0.03 49 1 7 3
Velocidad de Infiltración Promedio (cm/hora) 4.2FUENTE: Elaboración propia.
Grafico 5: Determinacion de la curva de infiltacion
0.000 2.000 4.000 6.000 8.000 10.000 12.0000
2
4
6
8
10
12
Curvas Infiltración
Infiltración Acumulada (cm) Velocidad de Infiltración (cm/h)
Tiempo (min)
Vel
oci
dad
de
Infi
ltra
ció
n (
cm/h
)
FUENTE: Elaboración propia.
Grafico N6. Determinaion de la Curva de Velocidad de infiltracion
0.00 0.01 0.02 0.030
1
2
3
4
5
6
7
Velocidad de Infiltración
Tiempo (h)
Vel
oci
dad
(cm
/h)
FUENTE: Elaboración propia.
CALCULO DEL INDICE DE PERMEABILIDAD
D = 5cm , H= 0.8 Área: 25.13 m2
Nivel Variable Nivel Constante
h1= 56 metros Q = 106.103886 l/minh2= 49 metros Q (m3/s)= 0.0018 m3/s
Dh 7 h m= 0.54 metrosD t = 0.3333333 minutosD t = 20 seg
K= 7.697E-06 m/seg K= 0.665 m/dia 1.70298922
C= 1.703K= 0.00192 m/segK= 166.145 m/dia
A= 1.6331K= 8.009E-04 cm/seg K= 0.201 cm/segK= 0.692 m/dia K= 173.251 m/dia
A = (1,032 . L + 30 d ) ( Si L > 6 m )
A = (1,032 . L + 30 d ). (-0,014 L 2
+ 0,178 L +0,481) ( Si L < 6 m)
2 ln 2 /
8e 1
2
d L d hK ln
L t h
1,308.
.
2
m
d hK
A h t
D
D
. m
QK
C h
600. . m
QK
A h
2
2
ln 1
LC
L Ld d
V. DISCUSION.
El método de la barreta nos permite que la infiltración del agua en la
forma deseada para poder realizar un análisis de la velocidad de recarga de
agua subterranea con respecto a la profundidad de la napa freatica.
Al realizar este procedimiento en la F.R.N.R que en promedio se infiltra
4.2 mm/hr, ya que se llevó a cabo en una zona inundable donde existe alto
potncial de infiltración, durante la toma de los datos que se reallizaon cada 10,
15 y 20 segundos.
Una de las causas de error más frecuentes es realizar una sola vez la
medición de la infiltración en una cuenca cuya área tiene distintos tipos de suelos
y existe una variación de la cobertura vegetal de un lugar a otro.
En este aso particular e suelo esta saturado de agua lo que nos
proporciona mayor facilidad de recoleccion de datos, aunque este porcetaje de
infiltracion vaia sgun la estacion y el punto de ubicación, la vegetcion que rodea a
nuestro punto de muestreo (aguaje) permite retne en la mayor pate del año este
porcentaje de humedad y carga de la napa featica, lo que hace que nuestro datos
no varien demasiado a lo largo del tiempo.
VI. CONCLUSIONES.
- La infiltración de aguas subterranes en la FRNR se llevó a realizar
con pequeñas dificultades, puesto que el terreno es mayormente suelo saturado y
arcilloso lo que dificultaba el acceso al area.
- La permeabilidad varía en proporción inversa a la humedad del
suelo, es decir, un suelo húmedo presenta menor capacidad de infiltración que un
suelo saturado, lo que nos presentó en el suelo de la F.R.N.R. donde el suelo al
tener mucha cobertura vegetal especifica es más húmedo por lo tanto existe una
infiltración rapida.
VII. REFERENCIA BIBLIOGRAFICA.
CAMPOS ARANDA, D. F.; 2001; Cuencas Hidrológicas; Ed. Universitaria
Potosina; San Luis Potosí – México; 255p.
CHAVEZ DIAS, R.; 1994; Hidrología para ingenieros; Fondo Ed. de la
pontificia Universidad católica del Perú; Lima – Perú; 396p.
VASQUEZ A. 2000. Manejo de Cuencas; Edit. Universidad Nacional
Agraria La Molina; Lima – Perú; 300p.
VILLON ROJAS, M.; 2002; Hidrología; 2da. ed.; Ed. VILLON; Lima – Perú;
430p