La resistividad y el medio físico-químico del suelo

La ley de Archie (1942) relaciona la resistividad eléctrica aparente de la Zona No Saturada (ZNS) del suelo con la porosidad del mismo, el nivel de saturación, la calidad del agua presente en el poro y el tipo de material litológico constitutivo.

ρb = a . ρw . Ø-m

. S-n ... (Ley de Archie) [4.17] Siendo,

ρb Resistividad eléctrica aparente ( Ωm) a,m,n Constantes del material litológico ρw Resistividad hídrica porosa (Ωm) Ø Porosidad (tanto por 1)

S Saturación (tanto por 1)

Esa ecuación es válida para un suelo con partículas de tamaño medio a grueso (arena, grava) y considera que la matriz no contribuye a la conducción eléctrica. Sin embargo, cuando las partículas son pequeñas y los minerales de arcilla están presentes, la resistividad eléctrica de la matriz del suelo no puede ser ignorada. La razón hay que buscarla en la contribución relativa de la conductividad superficial de las partículas del suelo respecto a la del agua del poro, según aumenta la superficie de la partícula por unidad de volumen del poro. Su efecto sobre la conductividad aparente depende, por tanto, del ratio Ss / Vp, donde Ss es el área superficial específica en contacto con el agua del poro y Vp es el volumen específico del poro (Johnson et al., 1986). Altos valores de Ss / Vp son característicos de pequeños tamaños de las partículas y viceversa.

En ese caso, la ley de Archie puede ser modificada para incluir la resistividad superficial, ρs.

1 Øm 1 ---- = --- .

Sn + --- (Ley de Archie modificada)... [4.18] ρb a . ρw ρs

La anterior ecuación [4.18] es el modelo que expresa la conductividad total 1/ ρb. Este valor iguala la suma de la conductividad debida al agua del poro en los capilares y la conductividad superficial de la matriz.

La constante “a” tiene un valor 0, para un material granular no consolidado. El exponente m = 1.5, según un modelo de Po-zen Wong et al. (1984) para arenas no consolidadas y porosidades superiores al 20%. Menos exacto es el valor del exponente de saturación “n”, que es importante en la estimación de las resistividades de saturación y alcanza valores comprendidos entre 1.0 y 2.5 (Dunlap et al., 1949).

También es necesario considerar que la conducción eléctrica superficial de una partícula matriz es insignificante a altas conductividades hídricas y grandes tamaños de la partícula. Cuando la conductividad matriz puede ser ignorada, entonces la ley de Archie puede ser expresada mediante el factor de formación intrínseco Fi = ρb / ρw el cual depende, para un suelo saturado (S=1), de a. Ø-m

. La resistividad matriz puede ser determinada experimentalmente mediante la medida del factor de formación de una muestra a diferentes resistividades hídricas (Urish, 1981 y Hunthey, 1986).

Si, por el contrario, se considera el efecto de conductancia superficial de la partícula matriz y otras contribuciones intergranulares del agua, la ley de Archie se expresa mediante el factor de formación aparente (Fa). A bajas resistividades del agua porosa, el factor de formación aparente (Fa) se acerca al factor de formación intrínseco (Fi).

Algunos trabajos llevados a cabo por Urish (1981) indican las variaciones que se producen en los valores del Fa respecto a la resistividad del agua porosa, para seleccionados tamaños de partículas y porosidades. Algunas de las conclusiones de estos trabajos son:

1. La relación o influencia que existe entre la resistividad eléctrica aparente (ρb) y la resistividad del agua de los poros (ρw) depende, solamente, de la porosidad y no del tamaño de la partícula de ese suelo.

2. Cuando aumenta la resistividad del agua porosa (menos sales), para un nivel de porosidad determinado y tamaño de partícula; tiende a reducirse el factor de formación aparente (Fa).

3. Este factor también decrece en un mayor porcentaje por la presencia de partículas finas que por partículas gruesas; por aumento de la resistividad del agua porosa.

4. El Fa disminuye menos rápidamente, para un mismo tamaño de partículas, cuando hay mayor porosidad.

Así pues, los trabajos anteriores indican, por una parte, la gran influencia que ejerce sobre el valor global de la resistividad aparente de un suelo, la propia resistividad del agua presente en los poros del mismo. Esa resistividad hídrica porosa es debida, en

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primer lugar, al contenido de agua presente (nivel de porosidad) y, en segundo lugar, a los electrolitos en disolución que esta contiene. Por otro lado, el tamaño de las partículas del suelo genera, también, una mayor o menor superficie matricial que envuelve al poro de tal forma que aquellas de menor tamaño, como la arcilla, aumentan esa superficie y las de mayor tamaño, como la arena, la reducen. La mayor o menor superficie matricial influye sobre la conductividad eléctrica superficial del material que envuelve el poro.

Estudios similares, pero desde la perspectiva de los efectos sobre la conductividad eléctrica aparente del suelo –a partir de la conductividad eléctrica de la fase hídrica porosa, el contenido hídrico y la conductividad superficial – fueron llevados a cabo por Rhoades el al. (1976). Según estos estudios demuestran, a medida que aumenta el contenido volumétrico de agua en el suelo (cm3 agua / cm3 suelo) también aumenta la conductividad eléctrica aparente del suelo, para una conductividad hídrica porosa constante. Un incremento de la conductividad eléctrica hídrica porosa – a causa de una mayor presencia de sales en disolución – para una porosidad constante y determinada genera, también, un aumento en la conductividad aparente del suelo. A medida que aumenta la porosidad, para una determinada conductividad eléctrica hídrica, aumenta la conductividad eléctrica aparente.

Se observa de nuevo en los estudios de Rhoades et al. (1976) la gran influencia que ejerce, sobre las lecturas de conductividad eléctrica aparente (inversa de la resistividad), la cantidad de agua presente en el suelo. También la porosidad de ese suelo, como factor de capacidad almacén de agua, y la calidad de esta (sales) influyen en el nivel conductor eléctrico del suelo.

También los trabajos desarrollados por Kean y Rogers (1981) indican que la resistividad eléctrica del suelo es debida, principalmente, a la conducción iónica en el flujo poroso (la resistencia decrece con el incremento de la salinidad), incremento de la temperatura y incremento de la saturación. Estos trabajos determinan las relaciones entre resistividad, saturación y temperatura, utilizando distintos tipos de suelos (arena, arena y grava, materiales gruesos), distintas calidades de agua (0.4 dS/m a 1.6 dS/m) y distintas temperaturas (1 a 20º C).

La resistividad de cada muestra a temperatura t fue calculada según la ecuación:

ρ(t) = 2 . π . a . R... [4.19]

Siendo a = separación entre electrodos.

Para el ajuste de la resistividad de cada horizonte del suelo, usando datos de laboratorio, se llevó a cabo mediante la siguiente ecuación:

Donde:

ρ 2 Resistividad ajustada a la temperatura T2 (Ωm)

ρ1 Resistividad ajustada a la temperatura T1 (temperatura a cada profundidad) (Ωm)

B Pendiente de la función de resistividad versus temperatura (laboratorio) Estos trabajos indican que la resistividad decrece con el aumento de la salinidad, aumento de la temperatura y reducción de la saturación (Figura 4.9).

Figura 4.9 Niveles de resistividad para materiales saturados en función de la temperatura y conductividad para arena, arena + grava y materiales gruesos. LTD 11 es arena y grava con agua de conductividad de 400 μmhos /cm, LTD 14 es arena y grava con agua de conductividad 1600 μmhos /cm. LTD 5 es arena con agua de conductividad de 400 μmhos /cm, LTD 1 es arena con agua de conductividad de 1600 μmhos /cm. LTD 7 son materiales gruesos

Shea y Luthin (1961) estudiaron la evolución de la resistividad del suelo en función de la disminución del contenido de humedad en el mismo. El trabajo demuestra que la reducción no es lineal, ya que la resistividad eléctrica va aumentando a medida que el suelo se va secando, hasta que la película de agua sobre las partículas se hace muy delgada, produciéndose una discontinuidad eléctrica y, entonces, la resistividad aumenta marcadamente. El mismo estudio indica una reducción en el valor de la resistividad cuando aumenta el nivel de salinidad del suelo.

Asimismo, otro aspecto considerado en el mismo trabajo consiste en la definición de la profundidad adecuada a la cual han de ser introducidos los electrodos en el suelo, para hacer lecturas de resistividad cerca de la superficie. La ecuación general de la resistividad en un medio continuo e infinito es:

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ρ= 4. π. a . R ... ...[4.21]

a Espacio entre electrodos (m). R resistencia (Ω).

Sin embargo, cuando las lecturas se hacen en un medio discontinuo, cerca de la superficie, la ecuación debe ser modificada mediante un factor corrector “n”:

4. π. a . R

ρ = ---... [4.22] n

Donde WENNER ha demostrado, para idéntico espaciado electródico, un valor de n equivalente a: 2 1 n = 1 + --- - ---... [4.23] (1 + 4 λ2 )1/2 ( 1 + λ2 ) 1/2 Siendo,

λ b/a para b Profundidad de los electrodos debajo de la superficie del suelo. Si b es grande en comparación a “a”, n se aproxima a la unidad. Por el contrario si b es pequeño respecto a “a”, n se aproxima al valor 2 y ρ = 2. π. a. R (WENNER). También, un trabajo que merece especial atención, por su especificidad, es el desarrollado por Kean et al. (1987); que estudia el movimiento de la humedad del suelo en la zona no saturada (ZNS), a partir de lecturas de resistividad aparente, mediante el método de Schlumgerger. Los valores de resistividad son correlacionados con medidas de humedad gravimétrica en muestras de suelo recogidas en los puntos de observación.

Así pues, en tres lugares distintos con parcelas de textura arenosa sobre grava y un cuarto lugar con suelo constituido por esquistos y sedimentos rocosos, se añadió agua a nivel de superficie con la finalidad de ir detectando su desplazamiento subsuperficial mediante lecturas de resistividad aparente.

Los resultados podían tener aplicaciones para una gran variedad de problemas relacionados con la explotación hidrológica y el manejo de recursos hídricos y agroquímicos. Además, al poder automatizar el avance del frente húmedo, podía tener un uso adicional como era el control de lixiviado en las operaciones de explotación de acuíferos.

Las conclusiones más sobresalientes de este trabajo fueron:

1. La humedad es retenida por largos períodos de tiempo en suelos arcillosos/limosos.

2. La migración de la humedad es lenta en la parte inferior de la zona húmeda del suelo y cuesta ser detectada por las medidas de resistividad superficial.

3. Los cambios de humedad cerca de la superficie pueden ser definidos mediante lecturas de resistividad.

4. Fluidos más calientes en los poros dan más bajas resistividades que fluidos más fríos. Las fluctuaciones de temperatura pueden afectar los resultados de resistividad.

5. Hay indicaciones de una relación lineal entre cambios en resistividad con cambios en el contenido de humedad.

6. Los cambios de resistividad son también relacionados con la cantidad de limo y/o arcilla.

7. No es obvia la simple relación entre resistividad aparente, porosidad y porcentaje de saturación para sedimentos ricos en arcilla/ limo como lo es para la arena; como expresó la ecuación de Archie (1942).

8. Después de un significativo humedecimiento de suelos secos, las resistividades de los materiales cercanos a la superficie decrece y mantiene este cambio en resistividad por al menos una semana.

Capítulo 5 Ensayos geoeléctricos previos

Con la finalidad de comprobar la posible utilización de los métodos de prospección geoeléctricos (Schlumberger y Wenner) para la evaluación del volumen de suelo húmedo, se hicieron en 1994 una serie de pruebas en laboratorio y en campo, utilizando un „Earth Tester Geotron‟ cuyos resultados se presentan a continuación.

5.1 Prueba 1: Utilización del método de prospección geoeléctrica de